NOTE ILLUSTRATIVE della CARTA GEOLOGICA D`ITALIA alla

0
1
ISPRA
Istituto Superiore per la Protezione e la Ricerca Ambientale
SERVIZIO GEOLOGICO D’ITALIA
Organo Cartografico dello Stato (legge n°68 del 2.2.1960)
NOTE ILLUSTRATIVE
della
CARTA GEOLOGICA D’ITALIA
alla scala 1:50.000
foglio 077
CLUSONE
A cura di:
F. Jadoul(1), F. Berra(1), A. Bini(1), C. Ferliga(2), D.
Mazzoccola(2), L. Papani(3), A. Piccin(2), R. Rossi(3), S.
Rossi(3), G.L. Trombetta(3)
(1) Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Milano
(2) Regione Lombardia
(3) Consulente di Regione Lombardia
Ente realizzatore:
2
Direttore del Dipartimento Difesa del Suolo – Servizio Geologico
d’Italia: L.Serva, A. Todisco
Responsabile del Progetto CARG per il Dipartimento Difesa del
Suolo – Servizio Geologico d’Italia: F. Galluzzo
Direttori della Direzione Generale competente – Regione Lombardia:
R. Compiani, M. Presbitero, M. Rossetti, M. Nova
Dirigenti della struttura competente – Regione Lombardia: M.
Presbitero, B. Mori, R. Laffi, A. De Luigi
Responsabili del Progetto CARG per Regione Lombardia: M.
Presbitero, A. Piccin
PER IL DIPARTIMENTO DIFESA DEL SUOLO – SERVIZIO
GEOLOGICO D’ITALIA
Revisione scientifica:
E. Chiarini, L. Martarelli, R. M. Pichezzi
Coordinamento cartografico:
D. Tacchia (coord.), S. Falcetti
Revisione informatizzazione dei dati geologici:
C. Cipolloni, M.P. Congi, R.M. Pichezzi (ASC)
Coordinamento editoriale ed allestimento per la stampa:
M. Cosci (coord.), S. Falcetti
PER REGIONE LOMBARDIA
Coordinamento editoriale e allestimento cartografico:
G. B. Siletto, M. Credali
Informatizzazione dei dati geologici:
coordinamento e direzione lavori: F. Berra, G.B. Siletto
informatizzazione: F. Berra, G.L. Trombetta, S. Racchetti, S.
Rossi, M. Cetti
Collaudo: a cura di Lombardia Informatica S.P.A
Allestimento cartografico per la stampa della Banca Dati
a cura di Lombardia Informatica S.P.A.
Gestione tecnico-amministrativa del Progetto CARG:
M.T. Lettieri (Dipartimento Difesa del Suolo – Servizio Geologico
d’Italia)
G. Mannucci, N. Padovan, A. Piccin, G.B. Siletto, M. Credali
(Regione Lombardia)
Si ringraziano i componenti del precedente Comitato Geologico per il loro contributo
scientifico.
3
I.
INTRODUZIONE ............................................................................ 9
II. INQUADRAMENTO GEOLOGICO E GEOMORFOLOGICO . 11
1. - SUCCESSIONI CONTINENTALI NEOGENICO-QUATERNARIE:
QUADRO GEOMORFOLOGICO E GEOLOGICO ................................ 11
1.1 - BACINO DEL FIUME BREMBO (S. C. A. ROSSI) .................................... 11
1.2 - BACINO DEL FIUME SERIO (C. FERLIGA)............................................ 13
1.3 - L’AREA DI CLUSONE-CERETE ALTO E LA VAL BORLEZZA (C. FERLIGA)
............................................................................................................... 16
1.4 - INDIZI DI TETTONICA RECENTE (C. FERLIGA)...................................... 18
2. - SUCCESSIONE PERMO-MESOZOICA (F. BERRA E F. JADOUL) 20
2.1 - FASCIA DI AFFIORAMENTO DELLA SUCCESSIONE PRE-TRIASSICA ......... 20
2.2 - FASCIA DI AFFIORAMENTO DELLA SUCCESSIONE INDUANO-CARNICA .. 21
2.3 - FASCIA DI AFFIORAMENTO DELLA SUCCESSIONE NORICO-GIURASSICA
INFERIORE ............................................................................................... 22
3. - EVOLUZIONE PALEOGEOGRAFICA DELLA SUCCESSIONE
PERMO-MESOZOICA ........................................................................... 23
4 - AREA DI CLUSONE: ANALISI SPECIFICHE (F. BERRA) ............. 29
4.1 STUDIO SISMOMETRICO ...................................................................... 29
4.2 - STUDIO GEOFISICO (F. BERRA, R. DE FRANCO, G. BIELLA, G. CAIELLI, F.
LAZZATI ) ................................................................................................ 30
III. STUDI PRECEDENTI ................................................................... 33
1. - SUCCESSIONE PERMO-MESOZOICA (F. BERRA E F. JADOUL) 33
2. - DEPOSITI CONTINENTALI NEOGENICO-QUATERNARI .......... 35
2.1 - BACINO DEL FIUME BREMBO (S. ROSSI) ............................................. 35
2.2 - BACINO DEL FIUME SERIO (C. FERLIGA) ............................................. 35
4
2.3 - AREA DI CLUSONE - CERETE E VAL BORLEZZA (C. FERLIGA) ............. 37
IV. STRATIGRAFIA ........................................................................... 39
1. - BASAMENTO E SUCCESSIONE PERMO-MESOZOICA (F.
BERRA, F. JADOUL, G.L. TROMBETTA)............................................ 39
1.1 - BASAMENTO CRISTALLINO DELLE ALPI MERIDIONALI ........................ 39
1.1.1 Scisti di Edolo – Filloniti (Filladi di Ambria Auct.) (EDOf) ............. 39
1.2 - SUCCESSIONE SEDIMENTARIA PERMO-MESOZOICA DELLE ALPI
MERIDIONALI .......................................................................................... 40
1.2.1 - Gruppo dei Laghi Gemelli ............................................................ 40
1.2.1.1. - Conglomerato Basale (CGB) ...................................... 40
1.2.1.2. - Vulcanite del Monte Cabianca .................................... 41
1.2.1.3. - Formazione del Pizzo del Diavolo .............................. 43
1.2.2 - Verrucano Lombardo (VER) ........................................................ 45
1.2.3 - Servino (SRV).............................................................................. 46
1.2.4 - Carniola di Bovegno (BOV) ......................................................... 48
1.2.5 - Calcare di Angolo – Litofacies calcarea (ANGa)........................... 50
1.2.6 - Calcare di Camorelli ..................................................................... 52
1.2.7 - Calcare di Prezzo (PRZ)............................................................... 54
1.2.8 – Formazione di Buchenstein (BUC)............................................... 56
1.2.9 - Formazione di Wengen (WEN) .................................................... 59
1.2.10 - Calcare di Perledo-Varenna (CPV) ............................................. 60
1.2.11 - Calcare di Esino ......................................................................... 63
1.2.12 - Calcare Rosso (KLR) ................................................................. 68
1.2.13 - Formazione di Breno (BRE) ....................................................... 71
1.2.14 - Argillite di Lozio (LOZ) ............................................................ 73
1.2.15 - Calcare Metallifero Bergamasco (CMB) ..................................... 73
1.2.16 - Arenaria di Val Sabbia (SAB) ..................................................... 75
1.2.17 - Formazione di Gorno (GOR)...................................................... 76
1.2.18 - Formazione di S. Giovanni Bianco (SGB)................................... 79
1.2.19 - Formazione di Castro Sebino (CSO) ........................................... 81
1.2.20 - Dolomia Principale (DPR).......................................................... 83
1.2.21 - Gruppo dell’Aralalta ................................................................... 86
1.2.21.1 - Dolomie Zonate (DZN) ............................................. 87
1.2.21.2 - Calcare di Zorzino (ZOR) ......................................... 89
1.2.22 - Argillite di Riva di Solto (ARS) .................................................. 90
1.2.23 - Calcare di Zu (ZUU) .................................................................. 93
1.2.24 - Formazione dell’Albenza (ALZ)................................................. 96
1.2.25 - Calcare di Sedrina (SED)............................................................ 97
1.2.26 - Calcare di Moltrasio (MOT) ....................................................... 98
5
1.3 - FILONI PORFIRITICI E PICCOLI CORPI IPOABISSALI ............................... 99
1.3.1. - Filoni andesitici (fn) .................................................................... 99
2. - SIGNIFICATO GEODINAMICO DELL’EVOLUZIONE
STRATIGRAFICA DELLA SUCCESSIONE SEDIMENTARIA (F.
BERRA, F. JADOUL)........................................................................... 100
3. - SUCCESSIONI SEDIMENTARIE CONTINENTALI NEOGENICOQUATERNARIE .................................................................................. 102
3.1 - CRITERI ADOTTATI (A. BINI, C. FERLIGA, D. CORBARI).................... 102
3.1.1 – Unità distinte in base al bacino di appartenenza .......................... 102
3.1.2 - Unità non distinte in base al bacino di appartenenza .................... 104
3.2 - UNITÀ NON DISTINTE IN BASE AL BACINO DI APPARTENENZA (C.
FERLIGA, S. ROSSI) ................................................................................ 107
3.2.1 – Alteriti (b6) ............................................................................... 107
3.2.2 - Gruppo del Culmine (CU) .......................................................... 108
3.2.3 - Supersintema della Colma del Piano (CM) ................................. 108
3.2.4 - Gruppo di Prato Grande (GR)..................................................... 109
3.2.5 - Gruppo della Valle dei Tetti (TE) ............................................... 113
3.2.6 - Sintema del Po (POI) ................................................................. 113
3.3 - BACINO DEL FIUME BREMBO (S. ROSSI) .......................................... 116
3.3.1 - Conglomerato di Val Vedra (VVD)............................................. 116
3.3.2 - Conglomerato della Corna Buca (BUA) ...................................... 117
3.3.3 - Conglomerato di Zorzone (ZOZ) ................................................ 118
3.3.4 - Conglomerato di Val delle Fontane (VFO) ................................. 119
3.3.5 - Sintema di Endenna (END) ........................................................ 119
3.3.6 - Gruppo di Camerata Cornello (LL)............................................. 121
3.3.7 - Supersintema di Lenna (LE) ....................................................... 125
3.4 - BACINO DEL FIUME SERIO (C. FERLIGA) .......................................... 129
3.4.1 - Conglomerato di Baita della Forcella (BAF) ............................... 129
3.4.2 - Conglomerato del Dosso (OSO) ................................................. 129
3.4.3 - Conglomerato di Semonte (EIM)................................................ 131
3.4.4 - Conglomerato del Vendulo (VED).............................................. 133
3.4.5 - Conglomerato della Corna di Lader (DER) ................................. 134
3.4.6 - Conglomerato di Babes (CUB) ................................................... 135
3.4.7 - Formazione di Leffe (LEF) ........................................................ 136
3.4.8 - Gruppo di Cazzano S. Andrea (AZ) ............................................ 138
3.4.9 - Conglomerato del Castello di Casnigo (NIG) .............................. 139
3.4.10 - Conglomerato di Val Bronesca (ONE) ...................................... 140
3.4.11 - Formazione di Masserini (INR) ................................................ 140
6
3.4.12 - Sintema di Piodera (PID).......................................................... 141
3.4.13 - Formazione di Tribulina del Castello (TBC) ............................. 142
3.4.14 - Conglomerato di Villa d'Ogna (VOG)....................................... 143
3.4.15 - Gruppo di Vertova (VV) ........................................................... 144
3.4.16 - Supersintema di Fiorano (FR)................................................... 145
3.4.17 - Sintema di Torre Boldone (TBO).............................................. 146
3.4.18 - Supersintema della Selva di Clusone (SU)................................. 146
3.5 - ANFITEATRO SERIO (C. FERLIGA) ................................................... 150
3.5.1 - Conglomerato della Corna de Par e tillite inferiore di Parre (DPA) ....
........................................................................................................ 151
3.5.2 - Till di Fornace (TFC) ................................................................. 152
3.5.3 - Conglomerato di Villa Perelli (VPE) .......................................... 153
3.5.4 - Formazione di Val Flex (VFL) ................................................... 154
3.5.5 - Sintema della Trinità di Parre (TPR)........................................... 154
3.5.6 - Conglomerato del Campeggio di Clusone (GCL) ........................ 155
3.5.7 - Conglomerato del Dosso di Fiorine (DOF) ................................. 156
3.5.8 - Sintema di Vac (VAC) ............................................................... 156
3.5.9 - Sintema di Ceradello (CEO)....................................................... 158
3.5.10 - Formazione del Fontagnone (FOG) .......................................... 159
3.5.11 - Conglomerato di Ponte Nossa (ONA) ....................................... 159
3.5.12 - Sintema di Groppino (ROP) ..................................................... 160
3.5.13 - Conglomerati di Ponte della Selva (OSE) ................................. 162
3.5.14 - Sintema di Prati Mini (PII) ....................................................... 162
3.5.15 - Sintema dei Morti Vecchi (MVH)............................................. 163
3.5.16 - Sintema della Pineta (INE) ....................................................... 163
3.6 - ANFITEATRO OGLIO-BORLEZZA (C. FERLIGA) ................................. 164
3.6.1 - Sintema di Corno Ceresa (ERE) ................................................. 166
3.6.2 - Conglomerato di Fino del Monte (FIM)...................................... 166
3.6.3 - Sintema di Stalle d'Onito (SON) ................................................. 168
3.6.4 - Sintema di Prati di Sta (PTT) ..................................................... 168
3.6.5 - Sintema di Bossico (BOI)........................................................... 169
3.6.6 - Sintema di Cedrini (EDR) .......................................................... 170
3.6.7 - Sintema di Fonteno (FOE) ......................................................... 171
3.6.8 - Sintema dei Morti del Contagio (ORM)...................................... 173
3.6.9 - Sintema di Piazza di Sovere (PSO) ............................................. 174
3.6.10 - Sintema di Sovere (VEE) ......................................................... 174
V. TETTONICA ............................................................................... 177
1. - TETTONICA REGIONALE (F. BERRA, F. JADOUL, G.B. SILETTO)
........................................................................................................ 177
7
1.1 - UNITÀ STRUTTURALI INFERIORI ...................................................... 179
1.2 - UNITÀ STRUTTURALI INTERMEDIE .................................................. 179
1.3 - UNITÀ STRUTTURALI SUPERIORI ...................................................... 182
2 - RICOSTRUZIONE TRIDIMENSIONALE DEL SETTORE PIZZO
ARERA-CIMA DEL FOP (F. BERRA, A. AVARO, M. BONAVERA, F.
SALVI, S. STERLACCHINI E A. ZANCHI) ........................................ 184
VI. ELEMENTI DI GEOLOGIA TECNICA E APPLICATA.......... 187
1. - ASSETTO IDROGEOLOGICO E DISSESTI.................................. 187
1.1 - VALLE BREMBANA (S. ROSSI) ........................................................ 187
1.2 - VALLE SERIANA (C. FERLIGA) ........................................................ 187
2. - RISORSE IDRICHE (F. BERRA) ................................................... 191
2.1 - RISORSE IDRICHE PER USO POTABILE ............................................... 191
2.2 - RISORSE IDRICHE PER USO IDROELETTRICO ...................................... 192
3. - RISORSE MINERARIE (F. BERRA) ............................................. 193
3.1 - FERRO ........................................................................................... 193
3.2 - PIOMBO, ZINCO E ARGENTO............................................................ 193
3.3 - FLUORITE E BARITE ........................................................................ 194
3.4 - URANIO ......................................................................................... 195
3.5 - CAVE DI PIETRE ORNAMENTALI ....................................................... 195
3.6 - SABBIA, GHIAIA, PIETRISCO E ALTRI MATERIALI ............................... 196
BIBLIOGRAFIA................................................................................. 197
VII. ABSTRACT ................................................................................. 209
VIII. ENGLISH LEGEND ................................................................. 211
8
9
I. INTRODUZIONE
Il Foglio 77- Clusone della Carta Geologica d’Italia alla scala 1:50.000 è
stato realizzato nell’ambito del Progetto CARG (l. n. 67/88) attraverso una
convenzione tra il Servizio Geologico d'Italia e la Regione Lombardia, che
si è avvalsa della consulenza del Dipartimento di Scienze della Terra
dell’Università degli Studi di Milano.
Il settore compreso nel Foglio 1:50.000 Clusone appartiene interamente
al territorio della Provincia di Bergamo, ed è compreso nei fogli 33 Bergamo e 34 - Breno della cartografia geologica nazionale a scala
1:100.000. Esso si estende dall'alveo del fiume Brembo a Ovest sino a
Rovetta verso Est, e dall'allineamento Isola di Fondra (Valle Brembana) Gandellino (Valle Seriana) a Nord sino agli abitati di Zogno in Valle
Brembana e di Gandino in Valle Seriana.
Il territorio in esame appartiene nel settore occidentale al bacino
idrografico del fiume Brembo, mentre in quello orientale è compreso il
medio tratto del bacino del fiume Serio e una ridotta porzione del bacino
idrografico dell'Oglio (Valle Borlezza). Il valico che separa attualmente
questi due bacini si presenta come un ampio settore a debole pendenza
esteso fra gli abitati di Clusone e Rovetta, ed è a sua volta una depressione
colmata da sedimenti continentali neogenico-quaternari, indicata nella
letteratura geologica (CHARDON, 1972; FERLIGA, 2000) come "bacino di
Clusone".
L’area del Foglio Clusone appartiene al dominio paleogeograficostrutturale della Alpi Meridionali, ed è caratterizzata da una successione
sedimentaria di età permo-mesozoica, su cui poggiano in discordanza
depositi continentali neogenico-quaternari.
10
I rilevamenti sono stati eseguiti in gran parte ex-novo alla scala
1:10.000utilizzando come base topografica la Carta Tecnica Regionale; il
rilevamento realtivo ai depositi neogenico-quaternari dei bacini Serio ed
Oglio è stato invece realizzato - analogamente a quanto già fatto per la Carta
Geologica della Provincia di Bergamo (JADOUL et alii, 2000) - alla scala
1:5.000, usando come base topografica le carte delle Comunità Montane
della Valle Seriana Superiore, della Media Valle Seriana e dell'Alto Sebino,
e sono poi stati sintetizzati alla scala 1:10.000. Tutti i dati ricavati sono
confluiti nella Carta Geologica Regionale alla scala 1:10.000, dalla quale è
stato derivato per generalizzazione il Foglio Clusone.
Per la successione permo-mesozoica e parte della successione
continentale neogenico-quaternaria, considerata per le caratteristiche
stratigrafiche equiparabile al cosiddetto "substrato", è stato usato il criterio
litostratigrafico, distinguendo gruppi, formazioni e membri. Per le unità
continentali più recenti, che ammantano il substrato così inteso, è stato
utilizzato invece il criterio allostratigrafico, ridefinendo successivamente le
unità come UBSU (unità a limiti inconformi).
Le attività di rilevamento geologico sono state svolte negli anni 19962004, col coordinamento scientifico del Prof. Arrigo Gregnanin e sotto la
direzione del Prof. Flavio Jadoul. Del gruppo di lavoro preposto al
rilevamento hanno fatto parte:
- il prof. Flavio Jadoul e i dott. Fabrizio Berra, Daria Mazzoccola e Gian
Luigi Trombetta, per le unità permo-mesozoiche;
- il prof. Alfredo Bini, coordinatore per le unità continentali neogenicoquaternarie
- i dott. Stefano Rossi, Andrea Piccin, Riccardo Rossi (Bacino del Fiume
Brembo), e il dott. Carla Ferliga (bacini dei fiumi Serio e Oglio), per le
unità continentali neogenico-quaternarie.
Per le unità permo-mesozoiche sono state inoltre consultate le tesi di
laurea inedite di Carlo Toffaloni, di Enrica Pagnoncelli (relatore prof. F.
Jadoul, Università degli Studi di Milano) e di Paolo D'Adda (relatore prof.
A. Zanchi, Università degli Studi di Milano-Bicocca); per l'anfiteatro del
Serio e l’area di Clusone sono stati utilizzati anche i dati rilevati da C.
Ferliga negli anni 1989-1995 e la tesi di laurea inedita di Daniela Motta
(1996; relatore prof. G. Orombelli, Università degli Studi di Milano).
L’informatizzazione dei dati è stata eseguita da Regione Lombardia (F.
Berra, G.L. Trombetta, F. Torri, S.Rossi, S. Racchetti) con la supervisione
di F. Berra.
11
II. INQUADRAMENTO GEOLOGICO E
GEOMORFOLOGICO
1. - SUCCESSIONI CONTINENTALI NEOGENICO-QUATERNARIE:
QUADRO GEOMORFOLOGICO E GEOLOGICO
Il Foglio è caratterizzato da aree di media e alta montagna, con quote
che tendono a decrescere da Nord verso Sud a partire dai 2600 m circa nel
settore settentrionale sino ai 1000 m circa nella fascia meridionale. Due
grandi assi vallivi a andamento meridiano drenano il territorio: il fiume
Brembo a Ovest e il Serio a Est, incidendo vallate relativamente strette e
con andamento peculiare. Il settore sud-orientale inoltre comprende un tratto
del bacino del Valeggia-Borlezza, attualmente affluente del fiume Oglio.
Dato che gli eventi che hanno modellato il territorio fanno parte integrante
dei complessi cicli di deposizione delle unità continentali neogenicoquaternarie, ben definibili a scala di singolo bacino, i lineamenti morfologici
principali saranno di seguito esaminati in riferimento al più ampio quadro
dei lineamenti geologici, e separatamente per ogni bacino.
1.1 - BACINO DEL FIUME BREMBO (S. C. A. ROSSI)
Nell’ambito del Foglio Clusone, il bacino del fiume Brembo comprende
parte della Valle Brembana, soprattutto in sponda sinistra dato che il
margine occidentale del foglio coincide con il corso del fiume Brembo, e
numerose valli affluenti di sinistra che, da Nord a Sud, sono la Valsecca, la
Val Parina e, nel tratto a Sud di San Pellegrino, la valle del T. Ambria.
12
Queste valli hanno orientamento compreso tra ENE-WSW e NE-SW,
parallelo al ramo del Brembo tra Lenna e Fondra, così come alcune valli
laterali minori. Al vertice NW il foglio comprende parte del vallone di
Piazzatorre, vallone laterale al ramo di Mezzoldo del Fiume Brembo.
Queste valli presentano tratti morfologici differenti a causa della marcata
influenza della litologia sulla morfologia. La Valsecca è una valle strutturale
impostata sul fianco meridionale dell’Anticlinale Orobica; presenta il
versante settentrionale con morfologie molto arrotondate, impostato sui
litotipi del basamento e della serie permo-triassica dell’Anticlinale Orobica,
mentre il versante meridionale è impostato sulla serie dei carbonati triassici
del Pizzo Arera, con morfologie più aspre e dirupate; a questa impronta
sono sovrapposte le forme legate ai ghiacciai locali. La Val Parina è
anch’essa controllata strutturalmente, ma da un sistema di fratturazione
entro il medesimo piastrone di calcare di Esino, ed è quindi stretta,
profondamente incisa e si apre solo verso oriente dove intercetta termini
litologici differenti. La valle del torrente Ambria presenta morfologia più
articolata e complessa innazitutto perché è impostata su litotipi
maggiormente erodibili (Argilliti di Riva di Solto, Calcare di Zorzino) a
contatto con unità competenti (Dolomia Principale).
Alcuni versanti della Valle Brembana sono interessati da frane di
scivolamento (Ambria) che coinvolgono litotipi competenti (essenzialmente
Dolomia Principale) che poggiano, per contatto tettonico, su litotipi plastici
come le Argilliti di Riva di Solto. Forme ruiniformi con torrioni, pinnacoli,
pareti e versanti ripidi caratterizzano invece il paesaggio della Dolomia.
La Valsecca di Roncobello è stata interessata da un ghiacciaio locale di
entità ridotta e da una serie di ghiacciai minori attestati in ognuno dei
valloni laterali. Questi ghiacciai non erano generalmente coalescenti con la
lingua principale della Valsecca, e di alcuni restano apparati morenici ben
delineati, come a valle del Passo della Marogella. Il ghiacciaio più grande
proveniva dalla Valle del Brembo di Valleve e durante l'ultima avanzata
glaciale (LGM) terminava con le morene frontali all’altezza di Lenna. Sia in
Valsecca sia nella Valle Brembana sono presenti forme definibili come
pseudomorene, modellate dai ghiacciai in litotipi teneri (Servino, Calcare di
Angolo) e ammantati da una sottilissima coltre di till di ablazione.
La Valle Brembana, con andamento N-S, è anch’essa una valle
strutturale poiché è localizzata in corrispondenza di una transverse zone
(SCHÖNBORN, 1994; LAUBSCHER, 1985; GHISELLI, 2007) che divide un
settore orientale dove affiora la successione medio triassica da un settore
occidentale dove il Triassico medio è assente e la Dolomia Principale del
Triassico superiore appoggia direttamente sulla copertura permiana. La
Valle Brembana era già ben formata prima della crisi di salinità del
Messiniano, quando il suo fondovalle presso San Pellegrino si trovava tra i
500 e i 600 m di quota attuali (sintema di Endenna e alteriti).
13
I depositi conglomeratici più antichi (conglomerato della Corna Buca,
conglomerato di Zorzone e conglomerato di Val Vedra, unità distinte in
base al bacino di appartenenza) testimoniano la forte erosione che ha avuto
luogo al termine del ciclo di deposizione, cementazione e carsificazione
(Miocene medio e superiore). La valle è stata approfondita durante il
Messiniano e occupata dal mare durante il Pliocene inferiore, quando il
mare è risalito sino a Camerata Cornello, nel limitrofo Foglio 076 - Lecco
(BINI & ZUCCOLI, 2005). Durante il Pliocene medio e superiore la valle è
stata riempita da sedimenti dapprima deltizi, poi fluviali e, probabilmente,
nella parte alta della valle, anche da sedimenti glaciali; nel Pliocene
superiore infatti il Brembo sfociava in mare costruendo un delta nella zona
di Almenno S. Salvatore, a SW del Foglio Clusone (conglomerato di
Madonna del Castello) (CORSELLI et alii, 1985).
1.2 - BACINO DEL FIUME SERIO (C. FERLIGA)
Nell’ambito del foglio l’asse della Valle Seriana presenta decorso N–S
sino a Villa d’Ogna, per poi assumere a S di tale abitato un andamento
NNE–SSW, parallelo alla direzione dei principali lineamenti tettonici
presenti.
Il bacino idrografico del Serio è compreso in questo tratto tra i 400 m di
quota del fondovalle a Sud e i 2600 delle cime a settentrione (M. Pradella,
2619 m s.l.m.). La valle principale presenta tratti ampi e con versanti a
media acclività alternati a restringimenti, sino a vere e proprie forre con
versanti strapiombanti, in relazione ai litotipi affioranti e al successivo
modellamento a opera della gravità. Numerose sono le valli tributarie,
spesso impostate lungo lineamenti tettonici trasversali rispetto all’asse
principale e con morfologia fortemente condizionata dall’erodibilità dei
litotipi presenti. Tra queste spicca a Sud la vallata del torrente Re – meglio
nota nella letteratura geologica come “bacino di Leffe” - caratterizzata da
ampie superfici pianeggianti e terrazzate, modellate su di un potente
riempimento sedimentario polifasico costituito da depositi lacustri, di colata
e alluvionali (RAVAZZI, 1992).
Il fondovalle principale da Ardesio verso Sud è caratterizzato dalla
presenza di ampi terrazzi alluvionali costituiti da conglomerati, a cui si
raccordano corpi conglomeratici originati da frane o da trasporto in massa
provenienti dalle valli laterali; tali terrazzi sono legati al contesto geologico
locale caratterizzao da rocce prevalentemente carbonatiche, dalla cui
dissoluzione deriva il cemento che ha reso coerenti i depositi,
permettendone la conservazione.
Tra Villa d’Ogna, Clusone e lo sbocco della valle del T. Riso, la valle del
Serio si amplia (Fig. 1), aprendosi verso Est sulla depressione nota nella
letteratura geologica come "bacino di Clusone" (CHARDON, 1969).
Tale ampliamento coincide con la massima avanzata della fronte del
14
ghiacciaio del Serio nel corso di gran parte delle glaciazioni pleistoceniche,
rendendo quindi possibile l'articolazione di un vero e proprio anfiteatro (Fig.
2). Entro esso è riconoscibile una successione complessa, costituita da
depositi glaciali relativi a più avanzate e da depositi alluvionali e lacustri
interglaciali, alla cui stratigrafia viene dedicato un capitolo specifico. I
depositi glaciali pleistocenici assumono forme ben espresse: archi morenici
via via meno conservati dall’interno verso l’esterno modellano infatti la
superficie del terrazzo de La Selva di Clusone (toponimo IGMI 1:25.000,
33IINE, 1976).
Fig. 1 - Valle Seriana e conca di Clusone dalla zona dell'altipiano di Falecchio, vista verso
Ovest (Foto D. Marsetti, volo elicottero ottobre 2007; per CAMOZZI et alii, 2007)
Segue verso Sud la stretta di Ponte del Costone, racchiusa entro le
bastionate della Dolomia Principale, oltre la quale la valle si allarga
nuovamente, assumendo le caratteristiche delle aree non glacializzate, con
versanti coperti da estese discontinue coltri di alterazione soggette a
rimobilizzazione, e ordini successivi di terrazzi alluvionali nel fondovalle.
Questi ultimi non hanno alcuna continuità morfologica con i corpi
individuati a monte della forra; la scarsità di profili di alterazione integri
inoltre rende impossibile la correlazione fra la successione affiorante da
Ponte del Costone sino alla pianura (Foglio Bergamo) e quella della media e
alta valle Seriana.
L'impostazione dell'intero asse seriano è di età miocenica (BINI, 2007), con
un fondovalle inciso sino a q. 565 m s.l.m. presso Ponte Nossa
(conglomerati della Corna di Lader); durante il Messiniano la valle si
15
approfondisce, per poi essere nel Pliocene occupata dal mare, che entrava in
essa sino quasi al margine meridionale del foglio (dati biostratigrafici in:
MARTINIS, 1948, 1951; SIDDI et aii., 1988). Viene successivamente riempita
nel corso del Pliocene da depositi alluvionali, caratterizzati dalla presenza di
clasti della successione permiana e del basamento affioranti nell'alta valle
(conglomerati di Semonte; bacino di Leffe, Pliocene sup., in RAVAZZI,
1992; POMICINO et alii, 2001).
Fig. 2 - Schema paleogeografico del settore compreso tra la valle del Serio e la valle
dell’Oglio.
Nella media e alta valle, contrariamente a quanto ritenuto in passato, il
successivo modellamento dei versanti a opera del ghiacciaio è estremamente
ridotto, come mostra la presenza di morfologie interglaciali perfettamente
conservate; l’escavazione della valle è da considerarsi di origine fluviale,
con un marcato rimodellamento a opera della gravità (Fig. 3). Molti dei
versanti infatti mostrano scarpate di frana, trincee e contropendenze in
corrispondenza delle quali la porzione inferiore degli stessi assume profilo
16
convesso; si tratta di deformazioni gravitative profonde e scivolamenti in
blocco che interessano porzioni di versante estese sino a parecchi km (es:
Monte Secco – Cima Vaccaro tra Cacciamali e Ludrigno, versante destro a
N di Gromo, in FORCELLA, 2000; forra di Ponte del Costone). Entro questi
corpi sono poi individuabili frane di minori dimensioni caratterizzate da
collasso di porzioni di versante, accumulo di grossi blocchi o scivolamento
di materiali prevalentemente fini. Il movimento di questi corpi si presenta
quasi sempre polifasico, e in molti casi le relazioni con i terrazzi alluvionali
(es: sackung del M. Secco – Cima Vaccaro, suturato da conglomerati
attribuiti al Pleistocene medio) o con i depositi glaciali che li ammantano e
che risultano coinvolti nella dislocazione (es: ambedue i versanti a Nord di
Gromo) mostrano che essa inizia anteriormente all’ultimo massimo glaciale
e spesso si protrae successivamente a questo.
Fig. 3 - Val Seriana, destra idrografica: porzioni di versante ribassato per gravità in
corrispondenza di Ludrigno (foto C. Ferliga)
1.3 - L’AREA DI CLUSONE-CERETE ALTO E LA VAL BORLEZZA (C. FERLIGA)
L'anfiteatro del Serio si apre ad Est, verso il bacino del Gera-ValeggiaBorlezza - attualmente tributario dell’Oglio - nel cosiddetto “bacino di
Clusone” (CHARDON, 1966). Compreso tra il Passo della Presolana (Foglio
078 - Breno), Clusone e Cerete Alto, esso è un’ampia depressione
intramontana allungata in senso E-W e controllata da lineamenti tettonici,
che - successivamente all’emersione della catena - ha rivestito il ruolo di
bacino sinorogenico con sedimentazione di tipo continentale.
17
Il suo fondo in roccia ha morfologia estremamente articolata, con dossi
conici che emergono nettamente dalla piana, accanto a tratti escavati per
oltre 120 m sotto il piano campagna attuale: si tratta di una superficie
erosionale composita e polifasica, che tronca nettamente depositi
conglomeratici alluvionali e glaciali più antichi (superfici di Castione e
Bratto, altopiano del Falecchio, al margine occidentale del Foglio 078 Breno) terrazzati e sospesi per parecchie centinaia di metri (Fig. 2).
Attualmente la zona fra Dosso Foppe e Maninetti è un vero e proprio
valico tra il bacino del Serio e quello dell’Oglio, posto a quote relativamente
basse (attorno ai 600 m) e modellato su di una complessa successione di
depositi alluvionali, lacustri e glaciali in gran parte sepolti, di potenza in
alcuni punti superiore al centinaio di metri.
La superficie subpianeggiante, terrazzata, lievemente pendente verso
Ovest, è interrotta da dossi allungati modellati in dolomie noriche o in
conglomerati alluvionali deposti da un antico corso d’acqua tributario del
Serio. Su di essi si ammantano i depositi glaciali di una diffluenza del
ghiacciaio camuno penetrata nell'area attraverso la Valle Borlezza nel
Pleistocene medio, dando luogo a cordoni morenici molto arrotondati e
smembrati dall'erosione. Il Gera-Valeggia attuale incide profondamente tali
depositi, prima di cambiare bruscamente direzione da NE-SW a NW-SE,
catturato dal Borlezza (Fig. 4).
Fig. 4 - Area di Clusone – Cerete Alto, vista verso oriente da località S. Lucio. In primo piano
la grande ansa incassata generata dalla cattura del T.Valeggia da parte del T. Borlezza (Foto
D. Marsetti, volo elicottero ottobre 2007; per CAMOZZI et alii., 2007)
All'estremo orientale, la Val Borlezza si approfondisce rapidamente
verso il Lago d'Iseo. L'ampia sezione trasversale è caratterizzata da versanti
a profilo concavo-convesso, legato a diffusi fenomeni di rilascio per gravità.
18
Il fondovalle presenta un complesso sistema di terrazzi di sbarramento
glaciale incassati gli uni negli altri ed estesi via via maggiormente verso
valle, dove si raccordano a morene laterofrontali (FERLIGA & BINI, 2007). Il
fondo in roccia della Val Borlezza si incide profondamente, troncando una
serie di paleovalli (Foglio 078 - Breno) sospese sino a oltre 900 m rispetto
ad esso e riempite da sedimenti glaciali ed alluvionali (FERLIGA, 2000;
2007) (Fig. 2). Tale elemento porta a ritenere l’apertura della valle del
Borlezza attuale come successiva all’inizio delle avanzate glaciali, quindi di
età non anteriore al Pliocene. In accordo con tale interpretazione, i primi
sedimenti che poggiano sul fondo in roccia risultano essere megabrecce
derivate dal rapido smantellamento dei versanti, forse legato ad una fase di
attività tettonica (MARSETTI & RAVAZZI, 2007), a cui segue una successione
di argille lacustri correlabili secondo gli autori alla Formazione di Pianico
(MOSCARIELLO et alii, 2000), affiorante più a valle, e datata agli inizi del
Pleistocene medio (0.8 - 0.7 Ma)
In tutta quest'area i depositi affioranti vengono distinti quindi in (Fig. 2):
a) depositi legati al bacino del Serio e al suo anfiteatro
b) depositi del ghiacciaio dell'Oglio, compresi i fluvioglaciali drenanti verso
il Serio;
c) depositi legati ad una paleogeografia e ad un assetto fisiografico diverso
dall'attuale, troncati dall'odierna idrografia, e dei quali è difficile sia la
correlazione sia l'attribuzione ad uno specifico bacino. Tali depositi
affiorano estesamente nel limitrofo Foglio Breno.
1.4 - INDIZI DI TETTONICA RECENTE (C. FERLIGA)
Nel modellamento di tutto il settore considerato, particolare rilievo
sembra assumere l’attività tettonica recente: l'area infatti presenta una serie
di evidenze fra loro discordanti e che presuppongono l'esistenza di
movimenti tettonici sinsedimentari.
L'andamento del fondo in roccia della valle del Serio e delle grandi valli
tributarie, per quanto desumibile, è estremamente irregolare. Mentre a Leffe
il sondaggio Fornace Martinelli (RAVAZZI, 1992) raggiunge la roccia a 294
m s.l.m., nell'asse della valle principale la roccia affiora con continuità
nell'alveo del fiume, posto a quota 390 m s.l.m., e in numerosi scavi edilizi
sui terrazzi più bassi; a valle, presso Cene (Foglio 98 - Bergamo) l'intera
sezione della valle è in roccia, con fondo a q. 360 m s.l.m. Nell'assetto
attuale quindi il fondo dell'ampia depressione di Leffe appare non avere
deflusso verso l'esterno. Analogamente presso Piario (Fig. 5, a) i pozzi
raggiungono la roccia attorno a q. 380 m s.l.m., mentre nella stretta di Ponte
del Costone l'attuale alveo in roccia è a 430 m s.l.m.
Verso Est, oltre il Colle Crosio, il fondo in roccia è attorno a q. 220 m
s.l.m. (Fig. 5, b: DE FRANCO et alii, 2004), mentre si innalza nuovamente
19
sino a affiorare all'altezza di Dosso Foppe - San Francesco (Fig. 5, c: q. 610
m s.l.m.); si tratta in questo caso della culminazione di un plateau
evidenziato dalla sismica (DE FRANCO et alii, 2004), che continua
lateralmente nella cosiddetta "dorsale Maninetti-Songavazzo" (Fig. 5, d:
MARSETTI, 2004; 2007).
A ridosso di quest'ultima, verso Nord, il profilo sismico (Fig. 5, e)
mostra, sotto l'abitato di Rovetta, una paleovalle con fondo attorno a 420 m
s.l.m.; appena entro il Foglio 078 - Breno, presso Onore, il fondo in roccia è
raggiunto a 559 m s.l.m. (Fig. 5, f: pozzo Stradunsel; in MARSETTI, 2007),
in corrispondenza di un asse di drenaggio sepolto che si prolunga verso la
paleovalle di Rovetta (MARSETTI, 2004).
Fig. 5 - Quota del fondo in roccia (m s.l.m.) nell'area Valle Seriana - Val Borlezza: dati da
profili sismici (cfr Fig. 6), pozzi e sondaggi geoelettrici. Le lettere si riferiscono agli elementi
(pozzi, profili sismici, affioramenti e alti in roccia) specificatamente citati nel testo.
Spostandosi verso SE invece - nell'incisione dell'attuale Val Borlezza - il
fondo in roccia, posto attorno a q. 330 m s.l.m. presso Cerete (Fig. 5, g),
sprofonda bruscamente sino a q. 170 m s.l.m presso Fonteno (Fig. 5, h), per
poi risalire più a S a q. 235 m s.l.m. (Fig. 5, i: MARSETTI & RAVAZZI, 2007).
20
Si è quindi in presenza di più superfici erosionali in roccia, di cui la più
profonda, non databile direttamente in quanto sepolta, tronca verso Est
(Foglio 078 - Breno) tutta la successione conglomeratica che costituisce le
superfici sospese di Castione e Bratto, nonché la successione interglaciale
della paleovalle del Falecchio (FERLIGA, 2000, 2007). Sempre nel limitrofo
Foglio Breno, l'intera Val Borlezza mostra relazioni analoghe con
successioni pre e interglaciali conservate in lembi isolati completamente
svincolati dalla topografia attuale. I dislivelli registrati fra paleovalli sospese
e fondo attuale, sino al migliaio di metri, non possono essere attribuiti
esclusivamente a escavazione fluviale, senza alcun movimento differenziale
fra comparti limitrofi.
I sedimenti registrano a loro volta dislocazioni anomale. Nel centro della
piana, in corrispondenza del Dosso di Fiorine, affiorano conglomerati
alluvionali di incerta correlazione in giacitura secondaria, immergenti verso
SW con inclinazione di 30°. Una giacitura secondaria anomala è presentata
anche dalla base della successione affiorante nella forra del Valeggia
(FERLIGA, 2000).
Tutti questi elementi indicano l'esistenza, in epoche relativamente
recenti, di configurazioni del territorio e del drenaggio diverse da quella
attuale, e suggeriscono un riassetto dell'intera area successivo alla prima
avanzata glaciale plio-pleistocenica. Mancano tuttavia studi strutturali
organici e dettagliati che tengano conto di tali evidenze, e che permettano
quindi di correlare fra loro i singoli dati di terreno.
2. - SUCCESSIONE PERMO-MESOZOICA (F. BERRA E F. JADOUL)
L’area compresa nel Foglio Clusone può essere suddivisa in tre porzioni
con diverso significato stratigrafico-strutturale, sulla base degli affioramenti
delle unità permo-mesozoiche (si veda capitolo V. TETTONICA). Tali zone
sono separate da faglie che attraversano con andamento prevalente E-W
tutto il foglio. Le aree di affioramento di basamento metamorfico sono
limitate al settore della Valle Seriana, nell’estremo nord-orientale del foglio.
2.1 - FASCIA DI AFFIORAMENTO DELLA SUCCESSIONE PRE-TRIASSICA
Costituisce la zona settentrionale del foglio ed è rappresentata
principalmente dalle successioni permiane del conglomerato Basale, della
vulcanite del Monte Cabianca, della formazione del Pizzo del Diavolo
(questa ultime unità corrispondono alla Formazione di Collio Auct.) e del
Verrucano Lombardo. L’inizio della sedimentazione successiva all’evento
orogenico varisico è rappresentato dai conglomerati ed arenarie aporfiriche
del conglomerato Basale, che precede l’intensa fase vulcanica costituita dal
depositi eterogenei di origine mista, prevalentemente vulcanici alla base
21
(vulcanite del Monte Cabianca) e sedimentari di ambiente continentale al
tetto (formazione del Pizzo del Diavolo). Queste due unità sono state
distinte in questo Foglio in differenti litofacies, che documentano una
notevole variabilità ambientale controllata da un’intensa attività tettonica
sindeposizionale. La fine dell’attività tettonica è marcata da una
discontinuità sottolineata dalla evidente discordanza angolare al passaggio
tra la successione del Permiano inferiore ed il Verrucano Lombardo. Il
Verrucano Lombardo, depostosi in un regime fluviale tipo braided, è
ricoperto da sedimenti riferiti al Servino (Induano) che documentano
l’ingressione marina alla base del Triassico.
Dal punto di vista strutturale, l’area è riferibile al settore dell’Anticlinale
Trabuchello-Cabianca, che rappresenta la culminazione centrale delle
cosiddette Anticlinali Orobiche. Questa zona è separata da quella
immediatamente a meridione da un’importante linea tettonica (Linea
Valtorta-Valcanale), interpretabile come uno scollamento regionale
impostatosi lungo un intervallo stratigrafico con caratteristiche
geomeccaniche scadenti, rappresentato dalla carniola di Bovegno. Questa
faglia (ripida nel settore di affioramento, ma probabilmente con un
andamento a basso angolo verso Sud) separa due domini distinguibili per
l’età delle rocce che li costituiscono. Di conseguenza, la ricostruzione
stratigrafica al passaggio tra il Triassico inferiore e medio presenta problemi
a causa dell’assenza di successioni stratigraficamente continue.
2.2 - FASCIA DI AFFIORAMENTO DELLA SUCCESSIONE INDUANO-CARNICA
È costituita da più ripetizioni tettoniche di scaglie variamente impilate,
costituite prevalentemente da corpi carbonatici di età anisico-ladinica. Tale
zona è limitata a Sud dalla Faglia di Clusone.
Le successioni presenti in questa fascia sono rappresentate
prevalentemente da unità di piattaforma carbonatica di mare basso,
localmente separate da unità di mare più profondo (es. calcare di Prezzo).
La successione anisica è caratterizzata da un’evoluzione differente nel
settore occidentale del Foglio (facies neritiche del Calcare di Angolo
ricoperte da facies di mare più basso sino a peritidali, Calcare di Camorelli)
ed in quello orientale (facies esclusivamente neritiche del Calcare di
Angolo). Al passaggio tra i due settori è stata identificata una porzione di
margine biocostruito con coralli (BERRA et alii, 2005). Dopo l’annegamento
regionale documentato dalle facies calcareo-argillose del calcare di Prezzo,
si sviluppa una potente piattaforma ladinica (calcare di Esino) che tende a
progradare, nei settori orientali del foglio, su facies bacinali (calcare di
Prezzo, Formazione di Buchenstein, Formazione di Wengen). All’interno
della piattaforma del calcare di Esino sono presenti solchi intrapiattaforma
(bordati da facies di margine talora progradanti) caratterizzati dalla
deposizione di calcari scuri stratificati (calcare di Perledo-Varenna).
22
Al di sopra della piattaforma ladinica (calcare di Esino) è registrato un
importante evento di emersione regionale (rappresentato da paleosuoli con
terra rossa e brecce residuali) documentato dal calcare Rosso, oggetto in
media Valle Brembana di una importante attività estrattiva (pietra
ornamentale nota come “Arabescato Orobico”). La successione carbonatica
del Triassico medio è ricoperta prima da carbonati peritidali (Formazione di
Breno e Calcare Metallifero Bergamasco), poi da depositi terrigenocarbonatici del Carnico inferiore (Arenaria di Val Sabbia e formazione di
Gorno) tra di loro parzialmente eteropici, e infine dalla successione carnica
superiore, eterogenea e d’ambiente costiero-evaporitico, della formazione di
S. Giovanni Bianco.
All’interno di questa fascia centrale del foglio, vengono riconosciute
diverse unità strutturali: alla base è presente un’estesa unità (Parautoctono;
GAETANI & JADOUL, 1979) che è continua, al di sotto delle unità più alte,
dalla zona della faglia Valtorta-Valcanale sino alla Faglia di Clusone, dove
s’immerge al di sotto della successione post-carnica. Superiormente sono
presenti diverse unità alloctone (talora non continue lateralmente) che
costituiscono le parti più alte dei massicci Menna-Arera-Presolana. Alcune
di queste unità (es. Unità Timogno) mostrano una notevole continuità
laterale e sono correlabili su ampie distanze. Queste unità costituiscono una
struttura più complessa di quanto ritenuto in precedenza, costituita
prevalentemente da successioni anisico-ladiniche che compongono nel loro
insieme un classico antiformal stack, all’interno del quale sono comuni
anticlinali di rampa e sinclinali nel footwall, soprattutto quando
quest’ultimo è costituito dalla successione a comportamento più plastico del
Carnico. Verso Sud si passa ad una struttura monoclinalica, lungo la quale
affiorano prevalentemente successioni carniche, mentre le unità più alte
dell’edificio strutturale presenti a Nord tendono a chiudersi.
Un significato di importante scollamento viene riconosciuto per la
Faglia di Clusone, che divide la successione stratigrafica a livello della
formazione di S. Giovanni Bianco: in questo caso, la superficie di
scollamento corre costantemente lungo la formazione di S. Giovanni Bianco
e si mantiene parallela alla giacitura sia della successione posta a Sud sia di
quella posta a Nord della faglia.
2.3 - FASCIA DI AFFIORAMENTO DELLA SUCCESSIONE NORICO-GIURASSICA
INFERIORE
Costituisce la parte meridionale del foglio ed è dominata dalla potente
successione norica della Dolomia Principale con il suo “Membro Basale” e
le facies eteropiche, che permettono di riconoscere zone di alto stratigraficostrutturale, sede di deposizione di facies di piattaforma carbonatica
peritidale e di margine (Pizzo Formico, zona di San Pellegrino), distinte da
aree più subsidenti, sede di accumulo di successioni carbonatiche stratificate
23
di pendio e bacino intrapiattaforma (Brecce di Pendio delle Dolomie
Zonate, Dolomie Zonate e Calcare di Zorzino), che documentano una
tettonica transtensiva norica nel Bacino Lombardo. Al di sotto della
Dolomia Principale sono presenti, in maniera discontinua per motivi
tettonici, le brecce calcaree intraformazionali della Formazione di Castro
Sebino, mentre superiormente compaiono le facies argilloso-calcaree di età
norico sup. - retiche dell’Argillite di Riva di Solto e del Calcare di Zu, che
colmano le depressioni preesistenti portando ad una uniformità di
sedimentazione in un contesto di piattaforma carbonatica al passaggio
Triassico-Giurassico (formazione dell’Albenza, corrispondente alla
Dolomia a Conchodon Auct.). Le successioni giurassiche affiorano solo in
limitati settori del foglio (parte sud-occidentale, Cima di Cavlera).
Nel settore a meridione della Faglia di Clusone, dove affiora la
successione norico-giurassica, il raccorciamento legato alla compressione
alpina è stato meno intenso di quello verificatosi più a settentrione. In
questa fascia è riconoscibile un numero minore di unità strutturali
sovrapposte all’interno della successione post-carnica: tali raddoppi sono
chiaramente osservabili nelle parti più meridionali del foglio (valle di
Gandino, valle del T. Ambria, San Pellegrino), dove gli accavallamenti sono
generalmente responsabili del raddoppio della successione della Dolomia
Principale.
3. - EVOLUZIONE PALEOGEOGRAFICA DELLA SUCCESSIONE
PERMO-MESOZOICA
Il basamento cristallino metamorfico delle Alpi Orobie prodotto dal
ciclo tettono-metamorfico varisico subì dal Permiano un processo
d’estensione crostale i cui effetti si fecero risentire sia nell'ambito del
basamento cristallino, sia a livello della superficie topografica. Si
delinearono depressioni tettoniche e bacini di pull-apart più volte riattivati
entro i quali si raccoglievano i prodotti vulcanici, vulcanoclastici e terrigeni
delle varie unità del Gruppo dei Laghi Gemelli che caratterizzano la
successione del Permiano inferiore delle Prealpi Bergamasche (bacino
brembano). La direzione dei lineamenti paleogeografici e paleotettonici
permiani nel Foglio Clusone non è riconoscibile per le limitate aree
d’affioramento e per la comune ripresa di tali lineamenti durante le
successive fasi alpine (es. BLOM & PASSCHIER, 1997).
Nell'area immediatamente a Nord del Foglio Clusone, osservazioni di
dettaglio lungo gallerie minerarie tra la Val Vedello e la valle del F.
Fiumenero (Foglio 56 - Sondrio) hanno mostrato faglie permiane associate a
livelli di miloniti e cataclasiti sedi della mineralizzazione uranifera (CADEL
et alii, 1996). Nelle zone prossimali alle paleoscarpate si rinvengono
24
intercalazioni conglomeratiche, costituite in massima parte da clasti di
vulcaniti e quarzo, che testimoniano il ringiovanimento del rilievo e la
presenza di vulcaniti nelle aree circostanti. Una dettagliata ricostruzione
paleogeografica è proposta da CADEL et alii (1996).
Le direzioni di questi lineamenti estensionali tardo-paleozoici sono
confrontabili con quelle registrate nelle successive fasi di rifting tardo
triassico (Carnico sup. e Norico medio-sup., JADOUL et alii, 1992a, b).
La successione triassica affiorante nel Foglio Clusone è costituita da una
potente (4-6 km di spessore) e differenziata successione di litofacies in
prevalenza carbonatiche e di mare basso ma con significative intercalazioni
d’unità terrigene o miste. L’evoluzione sedimentaria della successione
triassica affiorante nel Foglio Clusone appare, alla luce delle più recenti
sintesi stratigrafiche locali e regionali (ASSERETO & CASATI, 1965; JADOUL
& ROSSI, 1982; JADOUL et alii, 1992b; GAETANI et alii, 1996), essere stata
controllata da numerosi fattori (tettonismo sinsedimentario, subsidenza,
vulcanismo, variazioni eustatiche del livello del mare e cambiamenti
climatici), in buona parte esterni ai sistemi deposizionali locali e connessi
all’evoluzione geodinamica della Tetide occidentale.
La base della successione triassica è ovunque rappresentata da
quarzareniti, argilliti e marne dolomitico-siltose (Servino inferiore) che
documentano la progressiva ed eterocrona trasgressione marina da Ovest ad
est su aree emerse durante il Permiano superiore. Ciò ha comportato una
lacuna stratigrafica, non ben quantificabile temporalmente, che ha
interessato parte del Permiano sommitale e la base del Triassico inferiore.
La successione del membro superiore del Servino evidenzia sempre
ambienti marini costieri a sedimentazione fine terrigeno-carbonatica ma
localmente più aperti. Nell’Olenekiano superiore una progressiva
diminuzione degli apporti terrigeni ed un trend regressivo permette
l’instaurarsi quasi ovunque d’ambienti lagunari e di sabkha a
sedimentazione carbonatico-pelitica (carniola di Bovegno). Nell'insieme la
successione del Triassico inferiore rappresenta un ciclo sedimentario
trasgressivo-regressivo entro il quale GAETANI et alii, (1996) hanno
riconosciuto due sequenze deposizionali (S1, S2).
Al limite Olenekiano-Anisico, la sedimentazione diventò francamente
marina carbonatica con prevalenti ambienti subtidali nel Calcare di Angolo
che evolvono ad ambienti intertidali con il Calcare di Camorelli che, verso
occidente, presenta alla base sporadiche intercalazioni terrigene quarzosomicacee che documentano una loro contiguità con gli ambienti costieri a
sedimentazione terrigena del Gruppo delle Grigne (GAETANI et alii, 1987).
L’organizzazione delle facies della successione dell’Anisico inferiore-medio
(Calcare di Angolo, Calcare di Camorelli) affioranti nel foglio evidenzia un
trend regressivo che ben s’inquadra con la regressione regionale (fine
dell'Anisico medio) che provocò locali emersioni e possibili lacune nella
25
successione (fine della prima sequenza anisica, A1 in GAETANI et alii,
1996). La base dell'Anisico superiore si caratterizza per un evento
trasgressivo regionale evidenziato dai calcari e marne bacinali del calcare di
Prezzo.
Al limite Anisico-Ladinico si verificò una prima consistente
differenziazione paleogeografica con sviluppo di localizzate depressioni
bacinali verso settentrione (Formazione di Buchenstein, calcare di PerledoVarenna) delimitate da articolate piattaforme carbonatiche (calcare di Esino)
sviluppate soprattutto nel settore centrale del Foglio Clusone (Cima di
Menna – Pizzo Arera). Le prime piattaforme carbonatiche del calcare. di
Esino inferiore si svilupparono in aree ristrette già nell'Anisico superiore
(Cima di Menna, Pizzo Arera); durante il Ladinico inferiore esse
progradarono sui bacini adiacenti (BRUSCA et alii, 1981; JADOUL et alii,
1992d). Le aree bacinali a sedimentazione prevalentemente carbonatica (F.
di Buchenstein) erano presenti nei settori più orientali dell’attuale Valle
Seriana e delimitavano, a settentrione e meridione, le prime enucleazioni
della "dorsale carbonatica centrale bergamasca" (BRUSCA et alii, 1981).
Durante il Ladinico le piattaforme progradarono progressivamente
colonizzando la maggior parte dei bacini con sedimentazione carbonatica
(calcare di Perledo-Varenna) o mista con vulcanoclastiti (F. di Wengen). La
presenza nelle successioni ladiniche bacinali di orizzonti tufitici testimonia
l’attività vulcano-tettonica prossimale al bordo meridionale prealpino e la
prima attivazione della "Fascia Mobile Meridionale” lombarda (BRUSCA et
alii, 1981). I bacini più persistenti erano verosimilmente ubicati nei settori a
Sud della Val Parina - Camerata Cornello (Foglio 076 - Lecco) e nordorientali (serie alloctone della valle del torrente Ogna). Lo sviluppo della
piattaforma carbonatica ladinica (calcare di Esino) si presenta articolato, con
ambienti comprensivi anche delle facies di margine biocostruito con coralli,
spugne, Tubiphytes e molte cavità primarie o diagenetiche precoci riempite
da cementi (evinosponge). La conservazione delle successioni di
margine/pendio è attualmente limitata a causa della tettonica alpina che si è
impostata preferenzialmente in corrispondenza di questi passaggi laterali di
facies.
Durante il Ladinico superiore si realizzò la massima diffusione delle
piattaforme carbonatiche interne con cicli peritidali e consistenti accumuli
di Dasycladacee. Il trend regressivo riscontrato nel calcare di Esino
superiore si concluse con una generalizzata emersione della piattaforma
documentata dalle tasche di brecce carbonatiche e paleosuoli a "terra rossa",
caliche, filoni e cavità carsiche (calcare rosso, M. Vaccaregio-Val Parina,
Ardesio). In Valle Brembana e Valle Seriana affiora la successione del
calcare rosso tipico (Ladinico sommitale) con carbonati di piana tidale e
ricorrenti esposizioni subaeree documentate da tepee, paleosuoli a "terra
rossa" e varie generazioni di sedimenti e cementi di cavità-fratture che
26
documentano la complessa storia diagenetica di quest’unità (ASSERETO &
KENDALL, 1971; 1977; ASSERETO & FOLK, 1977, 1980; MUTTI, 1992, 1994).
Gli altri settori dove il calcare rosso non è rappresentato dovrebbero
evidenziare le aree meno subsidenti e lungamente emerse durante il
Ladinico sommitale. La presenza di argilliti tufacee nelle facies connesse
alle emersioni può documentare anche una concomitante attività vulcanotettonica. Questo vulcanismo, inizialmente solo di tipo esplosivo, troverà
testimonianze nella soprastante successione del Carnico inferiore (Arenaria
di Val Sabbia). In corrispondenza del tetto del calcare di Esino si chiude il
principale ciclo sedimentario ladinico (sequenza maggiore A2-L, GAETANI
et alii, 1996).
Il Carnico è un periodo di drastici mutamenti ambientali e probabilmente
climatici (BERRA & JADOUL, 2002) connessi al particolare assetto
geodinamico che si realizza in corrispondenza della "Fascia Mobile
Meridionale" (Sudalpino meridionale). La rapida messa in posto e
l'altrettanto consistente smantellamento di un sistema di edifici vulcanici in
questo dominio a meridione delle Prealpi Lombarde (BRUSCA et alii, 1981;
GARZANTI, 1985b; GARZANTI & JADOUL, 1985) condizionò l'evoluzione dei
sistemi deposizionali carnici delle Prealpi Bergamasche. Nei settori più
meridionali ed occidentali si instaurò un sistema fluvio-deltizio (Valle
Brembana) con distribuzione verso Nord dei sedimenti vulcanoclastici di
chimismo calcalcalino (GARZANTI, 1985a,b; GARZANTI & JADOUL, 1985).
Le facies fluviali e deltizie progradarono e regredirono più volte entro
ambienti lagunari e di baia poco profonda a sedimentazione mista
carbonatico-marnoso-siltosa (f. di Gorno). Verso NE continuò invece la
crescita delle piattaforme carbonatiche peritidali (F. di Breno della alta
Valle Seriana - Valle del torrente Ogna – Val Camonica) che facevano
transizione laterale alle lagune/baie epicontinentali della f. di Gorno
(GNACCOLINI, 1988; GNACCOLINI & JADOUL, 1988, 1990). Una temporanea
ritirata verso meridione degli apparati clastici determinò nel Carnico,
probabilmente Julico, un’estensione delle lagune-baia epicontinentali a
sedimentazione calcareo-marnosa (parte superiore della f. di Gorno). Una
seconda e più generalizzata diffusione delle piane alluvionali-deltizie
continentali e marino-transizionali progradanti verso settentrione si verificò
nel Carnico superiore (facies basali arenacee della f. di S. Giovanni Bianco
della Valle Brembana). Durante il Carnico superiore questo trend regressivo
della successione si accentuò con la diffusione generalizzata di ambienti
marini di bassa profondità, con ambienti vari comprensivi di piane tidali,
sabkha a sedimentazione mista carbonatico-argillosa e comprensive di
piccoli bacini evaporitici. Nella successione carnica delle Prealpi
Bergamasche sono stati riconosciuti 4 trend trasgressivo - regressivi
interpretati come sequenze deposizionali (GNACCOLINI & JADOUL, 1990;
GAETANI et alii, 1996).
27
Con la deposizione della F. di Castro Sebino avvenne un ulteriore
cambiamento paleogeografico-climatico caratterizzato da una generalizzata
sedimentazione carbonatica di mare basso che interessò la parte sommitale
del Carnico e il Norico inferiore e medio. Il settore orientale del Foglio
Clusone, in questo nuovo contesto geodinamico, viene a costituire uno dei
settori lombardi caratterizzato dai più alti valori di subsidenza e di velocità
di sedimentazione (3-3.5 km di sedimenti non decompattati deposti in circa
10 Ma). In particolare l'unità basale di questa successione, ricca in brecce
intraformazionali carbonatiche (F. di Castro Sebino), evidenzia la presenza
di ambienti marino-transizionali a salinità fluttuante da ipo- a ipersalino e
attività tettonica sinsedimentaria. La potente successione della Dolomia
Principale è caratterizzata alla base da ambienti lagunari ristretti e di piana
tidale (Membro basale) e superiormente da più tipici carbonati di
piattaforma interna. Le litofacies che caratterizzano la parte mediosommitale di questa formazione documentano anche una maggiore
differenziazione degli ambienti con vari margini biocostruiti (prevalenti
patch reef a Porostromata, Serpulidi, mounds microbialitici del M. Alben e
del Pizzo Formico) che delimitavano solchi intrapiattaforma, con fondali in
prevalenza anossici dove si depositavano fanghi, torbiditi e debris flow
carbonatici (Dolomie Zonate e Calcare di Zorzino). L’abbondanza di brecce
e megabrecce (Brecce sommitali della Dolomia Principale: S. Pellegrino,
Casnigo) documenta inoltre la presenza di margini della piattaforma
controllati da tettonica distensiva-transtensiva (JADOUL, 1986; JADOUL et
alii, 1992 b). Durante il Norico superiore la produttività carbonatica della
Dolomia Principale subì una crisi messa in relazione da JADOUL et alii
(1992 b) ad un importante cambiamento dell'assetto geodinamico del
Sudalpino occidentale, connesso ad una fase precoce del rifting della Tetide
alpina.
Questa particolare situazione geodinamica, unitamente ad un possibile
cambiamento climatico e a una trasgressione regionale, con dispersione nel
Bacino Lombardo di terrigeni fini, determinò la definitiva crisi della
Dolomia Principale. La successione composta dalla Formazione di Castro
Sebino, dalla Dolomia Principale e dal Gruppo dell'Aralalta costituisce un
lungo ciclo trasgressivo-regressivo (sequenza N1, GAETANI et alii, 1996).
Nel Norico superiore-Retico la sedimentazione fu caratterizzata da una
successione calcareo-pelitica (Argillite di Riva di Solto, Calcare di Zu). Le
ricorrenti alternanze di argilliti-marne e calcari evidenziano processi
sedimentari ripetitivi che determinarono nella successione una ciclicità ad
alta frequenza che è stata interpretata come connessa a variazioni periodiche
del livello del mare per cause orbitali (MASETTI et alii, 1989) o subsidenza
tettonica (LAKEW, 1990) . L'organizzazione della successione Norico sup. Hettangiano (Argillite di Riva di Solto, Calcare di Zu e formazione
dell’Albenza) ha permesso di riconoscere più cicli shallowing upward di
28
terzo ordine (LAKEW, 1990; GNACCOLINI & JADOUL, 1992; JADOUL et alii,
1994) aventi la medesima organizzazione delle facies dei cicli minori ad alta
frequenza. I cicli maggiori sono stati interpretati come sequenze
deposizionali (N2-R1,R2,R3-H) da JADOUL et alii , (1994) e GAETANI et alii
(1996). L’ambiente deposizionale dell'Argillite di Riva di Solto inferiore
doveva corrispondere con una serie di bacini poco profondi con fondali
anossici-disossici, i livelli di paraconglomerati in questa successione
evidenziano ancora il controllo della tettonica sinsedimentaria. Le
soprastanti facies dell’Argillite di Riva di Solto superiore e Calcare di Zu
rappresentano ambienti subtidali a sedimentazione mista di rampa
carbonatica intermedia-esterna caratterizzata da fondali progressivamente
più ossigenati e dominati dalle tempeste. Le potenti intercalazioni
carbonatiche contenenti piccole biocostruzioni (LAKEW, 1990) presenti nel
Calcare di Zu medio e superiore evidenziano due episodi di progradazione
regionale della rampa interna ben evidenti nel settore meridionale del Foglio
Clusone (cima quotata 1092 m, fra San Salvatore e San Marco di Zogno: M.
Castello).
Il limite tra il Triassico ed il Giurassico è stato recentemente rivisto
(CIRILLI et alii, 2000; GALLI et alii, 2005) e ubicato in corrispondenza del
trend trasgressivo documentato dai calcari scuri sottilmente stratificati e di
ambiente subtidale aperto tipici del Calcare di Zu sommitale (Zu 4 di
JADOUL et alii, 1994, serie Cima di Cavlera, GALLI, 2002). La soprastante
formazione dell’Albenza rappresenta quindi - nel Foglio Clusone - l’ultima
progradazione (Hettangiano inferiore) di una piattaforma carbonatica, con
ambienti in prevalenza subtidali e di bassa energia nel settore seriano, e più
prossimali, con calcareniti oolitiche, nel settore Brembano (M. Castello). I
soprastanti calcari micritici con noduli di selce (Calcare di Sedrina del M.
Castello e Cima di Cavlera) documentano un progressivo cambiamento
ambientale verso ambienti subtidali più aperti e profondi.
La
complessa
articolazione
stratigrafico-paleogeografica
e
paleostrutturale della successione sinemuriana dell'area bergamasca nel
Foglio Clusone risulta poco documentabile a causa dei limitati affioramenti.
Il Calcare di Moltrasio della media Valle Seriana risulta mediamente poco
potente e caratterizzato dalla presenza di lenti di brecce poligeniche
(“Brecce Liassiche”, BERSEZIO et alii, 1997) che documentano la
prossimalità ad un alto strutturale (M. Poieto - Cima di Cavlera)
sovrimposto ad un preesistente paleoalto norico–retico (ZANCHI et alii,
1990b).
29
4 - AREA DI CLUSONE: ANALISI SPECIFICHE (F. BERRA)
Nell’ambito delle attività svolte nel corso del rilevamento del Foglio
Clusone, sono state eseguite dalla Regione Lombardia, con il supporto del
C.N.R. Istituto per la Dinamica dei Processi Ambientali di Milano, analisi
geofisiche e sismometriche nel bacino intramontano di Clusone. Tali analisi
sono state finalizzate alla ricostruzione dei possibili meccanismi
responsabili di una sismicità di basso grado documentata da tempo nell’area
e alla ricostruzione delle geometrie dei corpi recenti che colmano la
depressione di Clusone.
4.1 STUDIO SISMOMETRICO
Da anni è nota nel settore orientale del “bacino di Clusone” (area di
Rovetta) una attività sismica di bassa intensità documentata da lievi scosse
percepibili dagli abitanti talora accompagnate da fenomeni sonori (boati).
Per monitorare questi fenomeni è stata realizzata una rete di sismografi
(cinque stazioni) che per un anno ha registrato in continuo l’attività sismica
della zona. L’analisi delle registrazioni ha permesso di identificare due
eventi sismogenetici verificatisi nella zona (dei quali uno accompagnato da
un boato) che hanno avuto come epicentro il settore immediatamente a Nord
dell’abitato di Rovetta. I fenomeni hanno mostrato una bassa intensità: il
fenomeno accompagnato da boato (23/5/01) ha avuto una magnitudo di 0,71,0, anche se tali valori potrebbero essere fortemente influenzati dalla
vicinanza dell’evento alle stazioni.
Va segnalato che la massima frequenza di fenomeni sismici nella zona è
stata registrata, in tempi recenti, durante l’inverno 2000-2001, in
associazione a intense precipitazioni. Considerando la superficialità degli
ipocentri e la loro ubicazione, è probabile ritenere che la attività sismica del
settore di Rovetta possa essere attribuita alla Faglia di Clusone, che
costituisce un importante elemento di scollamento all’interno della
successione triassica. L’attività lungo questa faglia (dove sono presenti lenti
di gesso e di altre litologie con proprietà meccaniche scadenti) potrebbe
essere innescata dalla presenza di notevoli quantità di acqua che avrebbero
favorito lo sviluppo di piccoli movimenti lungo la faglia stessa. Non si
tratterebbe pertanto di una sismicità legata a tettonica attiva (cosa che
potrebbe aumentare gli scenari di rischio) ma di una sismicità legata a
fattori particolari di origine locale, che non farebbero propendere per un
possibile sviluppo catastrofico della situazione.
Uno dei fattori che più caratterizza la sismicità della zona di Rovetta è
però la presenza di boati che spesso accompagnano i fenomeni sismici e che
in molti casi vengono registrati dalla popolazione anche non associati a
30
scosse sismiche: il fatto che i boati vengano sentiti sia associati sia non
associati alle scosse, porta a ritenere che la loro origine sia da attribuire a
fenomeni sismici di bassa intensità che non sempre sono avvertiti dalla
popolazione. La trasformazione delle onde sismiche in onde sonore resta un
fenomeno ancora da chiarire: una delle ipotesi emerse durante questi studi è
che corpi geologici recenti a bassissima velocità presenti nel settore a monte
di Rovetta (documentati dal profilo sismico effettuato nel settore di Rovetta,
vedi 4.2) possano aver favorito la trasformazione delle onde sismiche in
onde sonore.
4.2 - STUDIO GEOFISICO (F. BERRA, R. DE FRANCO, G. BIELLA, G. CAIELLI,
F. LAZZATI )
Con lo scopo di ricostruire la morfologia del substrato roccioso e le
geometrie dei depositi di colmamento della depressione intramontana del
"bacino di Clusone" (CHARDON, 1969), sono stati realizzati tre profili
sismici per un totale di circa 2500 metri, con spaziatura geofonica di 10
metri, e spaziatura di energizzazione di 5 metri (DE FRANCO et alii, 2004).
Nel settore del “bacino di Clusone” (che ricopre un’area di oltre 10 km2) lo
spessore dei depositi recenti supera i 200 metri, come documentato dai dati
di pozzo disponibili.
L’analisi dei dati è stata effettuata sia a riflessione sia a rifrazione. I dati
ottenuti hanno permesso sia di ricostruire la geometria del substrato sia di
riconoscere i riflettori principali all’interno dei depositi che colmano il
“bacino di Clusone” (Fig. 6). Le analisi effettuate consentono di ricostruire
rispettivamente per il profilo di Rovetta (a in Fig. 6 - che però non attraversa
tutto il “bacino di Clusone”) e per quello di Fiorine (b in Fig. 6), una
profondità massima di circa 250 e 350 metri rispettivamente (corrispondenti
a circa 380 e 220 m s.l.m.).
Le geometrie dei riflettori principali indicano un riempimento polifasico
del bacino stesso, con sedimenti caratterizzati da differenti facies sismiche
che probabilmente indicano diversi ambienti deposizionali e tipologie di
depositi. Il terzo profilo è stato realizzato lungo il Fiume Serio a valle della
stretta del Ponte del Costone: in prossimità di questa stretta il substrato
costituito da Dolomia Principale affiora ad una quota (fondovalle) di circa
430 metri s.l.m. Il profilo in questione (ubicato circa 1550 metri a valle del
Ponte del Costone) ha evidenziato il substrato a profondità attorno ai 400 m
s.l.m., mentre il profilo di Fiorine documenta una profondità attorno a quota
210 metri, testimoniando l'esistenza di una depressione in corrispondenza
del “bacino di Clusone”.
31
Fig. 6 - Profili sismici e loro intepretazione a - in alto - profilo di Rovetta (elemento e in Fig.
5), b – in basso - profilo di Fiorine (elemento b in Fig. 5). In entrambi i profili il Nord è a
sinistra (da DE FRANCO et alii, 2004)
32
33
III. STUDI PRECEDENTI
1. - SUCCESSIONE PERMO-MESOZOICA (F. BERRA E F. JADOUL)
Nell’area del Foglio Clusone affiora una successione che dal basamento
metamorfico varisico arriva sino al Giurassico inferiore. Per quanto riguarda
il settore più settentrionale del foglio, zona di affioramento delle unità pretriassiche e di piccoli lembi di basamento metamorfico, la conoscenza delle
problematiche geologiche è piuttosto scarsa, soprattutto a causa della
incompleta ricostruzione della stratigrafia della successione permiana. I
principali lavori di riferimento per questo settore sono: CASATI &
GNACCOLINI (1967) e SCIUNNACH (2001) per il settore occidentale del
foglio; CASSINIS et alii (1986) ed il più recente CADEL et alii (1996) per il
settore orientale (alta Valle Seriana). I lavori di CASATI & GNACCOLINI
(1967) e CADEL et alii (1996) sono corredati da carte geologiche a scala
1:25.000 che ricadono però solo in piccolissima parte nel Foglio Clusone.
Questi lavori hanno prevalentemente analizzato e suddiviso la successione
del Permiano inferiore in unità sia formali (CASATI & GNACCOLINI, 1967)
sia in facies a significato stratigrafico-paleogeografico (CADEL et alii, 1996)
inquadrate in un contesto di evoluzione ambientale di un bacino
continentale con importante controllo tettonico sindeposizionale legato a
episodi vulcanici in un regime distensivo-transtensivo.
Per il settore centro-meridionale del Foglio Clusone, i riferimenti
bibliografici sono numerosi, comprendendo sia lavori di carattere locale sia
sintesi più ampie. Tra le sintesi si ricordano i lavori della scuola olandese
(riassunti in DE SITTER & DE SITTER-KOOMANS, 1949, lavoro monografico
34
a carattere stratigrafico e strutturale corredato da una carta geologica a scala
1:50.000 e numerose carte tematiche), DE JONG (1979), incentrato sulla
tettonica del settore centro-settentrionale della Valle Seriana e SCHÖNBORN
(1992), che propone una sintesi strutturale delle Prealpi Lombarde centrali e
di parte del settore Sudalpino. Numerosi lavori di ampio respiro riferiti ad
aree adiacenti sono comunque utili, soprattutto per l’aspetto stratigrafico: un
riferimento classico è ASSERETO & CASATI (1965), lavoro nel quale
vengono istituite numerose delle unità litostratigrafiche permo-triassiche del
Bacino Lombardo, formalizzate successivamente nel 1968 negli Studi
Illustrativi della Carta Geologica d’Italia. I lavori più dettagliati sono
numerosi e riguardano sia aspetti stratigrafico-sedimentologici della
successione triassica (JADOUL et alii, 1992b, 1992d, 1994; GARZANTI et alii
1995; MUTTI, 1994; BERRA & JADOUL, 1996, 2002, etc.) sia aspetti
tettonico-strutturali (GAETANI et alii, 1981; GAETANI & JADOUL, 1987;
FORCELLA, 1998; FORCELLA & JADOUL, 1990; FORCELLA et alii, 1996;
ZANCHI et alii, 1990b, etc.). Una parte della porzione più meridionale del
Foglio Clusone è compresa nella recente carta a scala 1:25.000 di BERSEZIO
et alii (1997), incentrata sulla successione giurassica del Bacino Lombardo.
Il settore del Foglio Clusone è attraversato da un profilo sismico CROP
(MONTRASIO et alii, 1994).
Il territorio del Foglio Clusone ricade interamente nella Carta Geologica
della Provincia di Bergamo a scala 1:50.000 (JADOUL et alii, 2000),
corredata da un volume monografico contenente una descrizione delle unità.
Questa opera è stata prodotta compilando, per i dati relativi al substrato,
materiale edito ed inedito del Dipartimento di Scienze della Terra “Ardito
Desio” dell’Università degli Studi di Milano, integrata con dettagliate
verifiche di terreno. Questo lavoro contiene anche una accurata analisi della
bibliografia precedente. Nel testo delle presenti note illustrative il
riferimento a questa opera è da considerarsi sempre implicito.
La cartografia geologica disponibile comprende anche i Fogli della
Carta Geologica d’Italia 33 Bergamo (DESIO & VENZO, 1954) e 34 Breno
(BIANCHI et alii, 1971) e la carta geologica di PARODI (1936) relativa al
versante Nord della Valle del Riso.
I risultati delle indagini riportate nelle fonti bibliografiche forniscono un
quadro litostratigrafico e biostratigrafico ben definito ed affidabile per la
successione sedimentaria permo-mesozoica.
35
2. - DEPOSITI CONTINENTALI NEOGENICO-QUATERNARI
2.1 - BACINO DEL FIUME BREMBO (S. ROSSI)
Cenni ai depositi quaternari del bacino del Brembo sono presenti
saltuariamente tra gli autori del XIX secolo e della prima metà del XX, ma
il primo lavoro esplicitamente dedicato all’evoluzine neogenico-quaternaria
del territorio è quello di DESIO (1944) dove viene riconosciuta l’esistenza di
fasi glaciali e vengono correttamente identificati alcuni depositi. Dopo
questo lavoro gli aspetti di geologia del Quaternario sono ripresi solamente
in JADOUL et aii (2000) dove, sulla base di un rilevamento nuovo su basi
allostratigrafiche, viene per la prima volta tentativamente avanzata una
stratigrafia relativa dei depositi superficiali.
2.2 - BACINO DEL FIUME SERIO (C. FERLIGA)
I primi studi sui depositi continentali post-emersione della catena
presenti nella valle del Serio datano al diciannovesimo secolo: già Taramelli
(1896) infatti segnala le ”morene della Selva” appoggiate su “l’alluvione del
diluvium”, riconoscendo quindi l’esistenza di una fronte glaciale nella valle
del Serio. Successivamente (LEVY, 1915; HAUPT, 1938) è stata data grande
importanza alla presenza di tale ghiacciaio, la cui fronte durante le
glaciazioni “classiche” (Würm, Riss, Mindell Auctorum) si attestava nella
zona di Clusone; e alla presenza di una diffluenza del ghiacciaio dell’Oglio
attraverso la Val Borlezza, la cui fronte sarebbe giunta in contatto con
quella seriana. Importanza nettamente minore assumono invece i depositi
conglomeratici di origine alluvionale e di versante presenti lungo l’asse
vallivo principale e nelle valli tributarie, tanto da non essere spesso né
riconosciuti né cartografati.
A Sud di Ponte del Costone, altra area di "interesse geologico precoce" è
stata, sin dal 1800, il bacino di Leffe, a causa dei ritrovamenti
paleontologici nel corso dello sfruttamento delle miniere di torba e lignite.
La successione lacustre ivi conservata è stata per tale motivo oggetto di
numerosissimi studi stratigrafici o paleontologici per oltre un secolo (per
una bibliografia esaustiva, v. RAVAZZI, 1992).
Studi più organici risalgono agli anni '50 del secolo scorso, quando
DESIO (1945, 1952) descrive le successioni affioranti presso Parre e nell'area
tra Ponte della Selva e Fiorine (La Selva di Clusone, Val Flex, Villa Perelli:
toponimi in Tav. 33 II NE, IGMI, 1976)
CHARDON (1975) considera i terrazzi alluvionali della valle come forme
erosionali; interpreta quindi i depositi affioranti lungo la scarpata del
36
terrazzo di Parre superiore (q. 520 – 590: Conglomerato della Corna de Par,
Tillite di Fornaci, Conglomerati di Villa Perelli) come stratigraficamente
sovrapposti - cioè più recenti - rispetto a quelli che affiorano lungo la
scarpata del terrazzo più basso (Conglomerati di Groppino). Sostiene quindi
che i conglomerati fagliati che affiorano a Villa d’Ogna sotto i
Conglomerati di Groppino siano un fluvioglaciale del Donau, e attribuisce i
Conglomerati di Groppino stessi alla glaciazione Gunz II; sopra essi colloca
i depositi glaciali della rampa di Parre, attribuendoli al Gunz III; la
successione sarebbe infine chiusa da alluvioni locali attribuite
all’interglaciale Gunz-Mindel, e dai depositi glaciali “ferrettizzati” del
Mindell.
Alla fine degli anni ’80 l'intero territorio in esame diviene oggetto del
rilevamento geologico per la Carta Geologica della Provincia di Bergamo in
scala 1:50.000 (JADOUL et alii, 2000); l'approccio, per quanto riguarda i
depositi continentali neogenico-quaternari, è radicalmente nuovo, di tipo
stratigrafico anziché geomorfologico.
Nella zona di anfiteatro del Fiume Serio viene così distinta (FERLIGA et
alii, 2000) una successione di corpi conglomeratici - raggruppati
informalmente in Unità e Complessi che rivestono in gran parte un
significato litostratigrafico (Complesso di Parre, Complesso di Casnigo) affiorante fra Parre, Clusone e Ponte Nossa; essi sono caratterizzati da
cementazione ottima, diffusa carsificazione, morfologie in gran parte non
conservate, e risultano sospesi e troncati dall’alveo attuale del Serio. Al loro
interno sono presenti cospicue intercalazioni di depositi glaciali; la loro
deposizione viene collocata perciò in un intervallo di tempo esteso dal
Pliocene superiore sino al Pleistocene inferiore. Una successione di unità
conglomeratiche più recenti riempiono il solco vallivo (complesso di
Oltressenda, complesso di Piario), costituendo i terrazzi deposizionali su cui
sorgono i principali centri abitati.
Entro i depositi glaciali viene distinta un’unità con il rango di allogruppo
(complesso del Monte Trevasco), comprendente una serie di lembi non
correlabili di till pedogenizzati, tilliti e singoli massi erratici, segnalati sino
a quota 820 m sopra Ponte Nossa, di cui non viene più rilevata traccia a
Sud. Nel tratto fra Ardesio e Ponte della Selva viene cartografata una
seconda unità, con il significato di alloformazione (Unità di Prati Mini),
comprendente depositi glaciali con morfologia ancora riconoscibile, legati a
un’avanzata glaciale pleistocenica durante la quale la fronte del ghiacciaio
seriano si attestava nei dintorni di Clusone (località Prati Mini). Una terza
unità con il significato di allogruppo (Complesso del Serio), comprende
invece i depositi glaciali e di contatto glaciale più recenti, con morfologia
ben conservata, formanti un evidente anfiteatro morenico fra Ponte della
Selva e Prati Mini; ritenuti dagli Autori precedenti come espressione
dell’ultima avanzata glaciale, essi vengono considerati nella Carta della
37
Provincia di Bergamo come prodotto di più avanzate glaciali distinte,
comprendenti anche l’ultima, sulla base di considerazioni geometriche e di
conservazione delle forme.
Negli ultimi vent'anni, l'area del bacino lacustre di Leffe è stata oggetto
di nuove analisi sedimentologiche, palinologiche e paleomagnetiche purtroppo non agganciate alla pubblicazione di alcun rilevamento geologico
di dettaglio - condotte da un'equipe facente capo al CNR- IDPA (RAVAZZI,
2003, a cui si rimanda per gli aggiornamenti bibliografici). Entro la
successione di Leffe, RAVAZZI (2003) distingue un'unità conglomeratica di
alimentazione seriana (Conglomerati di Casnigo) costituente l'omonimo
terrazzo, che sutura in discordanza la successione del bacino, costituendone
lo sbarramento solo nelle fasi finali della sua evoluzione; tale unità è
interpretata come il terrazzo più alto presente nella valle (MUTTONI et alii,
2007), ben riconoscibile sino allo sbocco in pianura, e viene collegata alla
prima grande avanzata glaciale del Pleistocene medio. Sulla base dei dati
dei sondaggi delle miniere e del sondaggio condotto appositamente dal
CNR in località Fornace Martinelli, descrive inoltre una "unità inferiore",
sepolta, che costituisce il primo riempimento del bacino da parte di depositi
provenienti dai versanti; l'"unità biogenica" caratterizzata da sedimenti
carbonatici a cui sono intercalati i banchi di lignite coltivati nel secolo
scorso, e affiorante nell'alveo del torrente Re; e l'"unità sommitale"
caratterizzata da sedimentazione fine terrigena. La successione del bacino
risulta chiusa da argille grige ("Argillle di Ca Manot") interpretate come
eteropiche ai conglomerati del terrazzo di Casnigo.
2.3 - AREA DI CLUSONE - CERETE E VAL BORLEZZA (C. FERLIGA)
Nel settore a Est di Clusone, sino agli anni '90 del secolo scorso, tutti gli
autori citati nel precedente paragrafo concordano nel riconoscere fra San
Lorenzo e Songavazzo un anfiteatro morenico costruito da una diffluenza
del ghiacciaio dell'Oglio, attribuendone le morene più evidenti all'ultima
glaciazione. Nella cartografia successiva viene avanzata l'ipotesi che
l'anfiteatro di San Lorenzo sia invece riferibile a glaciazioni del Pleistocene
medio (FERLIGA et alii, 2000); viene quindi attribuito al Complesso
dell'Oglio, unità del rango di allogruppo che comprende depositi di più
avanzate glaciali del Pleistocene, compresa l'ultima. In FERLIGA & BINI,
2007, infine, nell'area di San Lorenzo vengono riconosciute tre
alloformazioni, tutte del Pleistocene medio, equivalenti ai sintemi di
Bossico, di Stalle d'Onito e di Prati di Sta della presente carta.
L’area di Clusone è stata oggetto di uno studio specifico (DE FRANCO et
alii, 2004) condotto dal CNR nell'ambito del Progetto CARG, attraverso
l'analisi di profili sismici a riflessione e rifrazione. Un profilo N-S completo
attraverso il bacino, appena a Est di Colle Crosio, mostra una superficie in
roccia che si approfondisce sino a 220 m s.l.m. Un secondo profilo N-S,
38
purtroppo incompleto, si estende da Rovetta sino all'alto in roccia di
Maninetti, evidenziando una paleovalle con fondo in roccia attorno a q. 420
m s.l.m.; esso viene prolungato in direzione NW-SE, attraverso dati di pozzi
idropotabili, sino alla limitrofa valle del Borlezza, evidenziando la profonda
superficie erosionale della valle attuale. Questi dati, uniti a quelli derivati da
un terzo profilo realizzato lungo il Fiume Serio a valle di Ponte del Costone,
portano gli Autori a ipotizzare che - probabilmente nel Messiniano - il
paleo-Serio drenasse verso la Val Borlezza, mentre il corso attuale si
sarebbe impostato solo in una fase successiva.
Per quanto riguarda la Val Borlezza, numerosi lavori (RAVAZZI &
MARINONI, 2007, a cui si rimanda per la bibliografia completa) analizzano
in dettaglio i banchi di torba intercalati entro depositi ghiaiosi terrazzati
presenti lungo l'alveo principale in corrispondenza di Cerete; le analisi
radiometriche hanno dato per essi un intervallo di deposizione compreso tra
13000 e 3000 anni BP (OROMBELLI & RAVAZZI, 1995; RAVAZZI et alii,
1996).
Una sintesi di tutti i dati di sottosuolo noti - ricavati dalle stratigrafie di
pozzi idropotabili e dalle indagini geoelettriche - è stata recentemente
pubblicata da MARSETTI & RAVAZZI (2007): nelle sezioni idrogeologiche
tracciate fra Rovetta e Fonteno di Cerete (Foglio 078 - Breno), gli autori
evidenziano il brusco abbassamento del bedrock fra San Lorenzo di Rovetta
(q. 524 m s.l.m.), Cerete (q. 327 m s.l.m.) e Piazza di Cerete (q. 170 m
s.l.m.), sottolineando altresì la risalita della roccia sino a q. 250 m s.l.m. in
corrispondenza di Fonteno; la depressione risulta colmata alla base da un
corpo di brecce a clasti carbonatici potente oltre 100 m, su cui appoggiano
verso SE (Fonteno) argille bianche, correlate a quelle del bacino lacustre di
Pianico (MOSCARIELLO et alii, 2000; PINTI et alii, 2001), posto allo sbocco
della valle del T. Borlezza (Foglio 078 - Breno).
Da segnalare infine - nel medesimo volume - la pubblicazione di una
Carta Geologica dei depositi dell'anfiteatro Oglio-Borlezza, in scala 1:
15000, derivata dai rilevamenti condotti dal 1989 al 2006 nell'ambito della
Carta Geologica della Provincia di Bergamo, di tesi di laurea inedite e
successivamente del progetto CARG (FERLIGA & BINI, 2007); essa si
estende all'intera Val Borlezza sino allo sbocco nel Lago d'Iseo, e
rappresenta in dettaglio le unità distinte nel presente foglio e nel limitrofo
Foglio Breno.
39
IV. STRATIGRAFIA
1. - BASAMENTO E SUCCESSIONE PERMO-MESOZOICA (F.
BERRA, F. JADOUL, G.L. TROMBETTA)
1.1 - BASAMENTO CRISTALLINO DELLE ALPI MERIDIONALI
1.1.1 Scisti di Edolo – Filloniti (Filladi di Ambria Auct) (EDOf)
Gli affioramenti di basamento metamorfico presenti nel Foglio Clusone
sono estremamente limitati e si riducono alla zona di fondovalle dell’alta
Valle Seriana, nel settore di Gromo-Valgoglio, alla base della successione
permiana. Questi affioramenti erano stati riferiti nelle carte precedenti
(BIANCHI et alii, 1971; CADEL et alii, 1996) agli Scisti di Edolo,
metasedimenti metamorfosati durante l’orogenesi varisica.
Degli Scisti di Edolo affiora esclusivamente la litofacies fillonitica
(EDOf) costituita da rocce a grana fine di colore verde-grigio, caratterizzate
da una fitta scistosità intensamente crenulata. Sono presenti alternanze di
film fillosilicatici (clorite e sericite) e lithon quarzoso-feldspatici,
distinguibili ad occhio nudo solo negli orizzonti più grossolani. Molto
abbondanti le lenti di quarzo. Sono presenti numerose intercalazioni di
quarziti. I costituenti fondamentali sono quarzo, muscovite, clorite e
plagioclasio; spesso sono presenti granato e abbondanti minerali opachi.
L’unità è direttamente ricoperta dal conglomerato Basale, primo termine
della successione sedimentaria sudalpina.
40
Età: pre-Varisico
1.2 - SUCCESSIONE SEDIMENTARIA PERMO-MESOZOICA DELLE ALPI
MERIDIONALI
1.2.1 - Gruppo dei Laghi Gemelli
La successione del Permiano inferiore del settore centrale lombardo
presenta notevoli problematiche nomenclaturali, soprattutto legate
all’utilizzo del termine “Formazione di Collio”, da parte degli autori
precedenti, con una accezione litostratigrafica differente da quella utilizzata
nell’area tipo di questa unità (settore della Val Trompia). Mentre in Val
Trompia il termine descrive una successione prevalentemente costituita da
sedimenti fini (Membro di Pian delle Baste) ricoperti da materiale arenaceo
e flussi piroclastici (Membro della Val Dorizzo), nel settore orobico questo
termine è stato utilizzato per distinguere litologie estremamente differenti
(facies arenacee, pelitiche, ignimbriti, flussi piroclastici, etc.) generando
confusione sul significato del termine. Alla luce di queste considerazioni,
nell’ambito del progetto CARG della regione Lombardia ed in accordo con
il Comitato di Coordinamento delle Alpi, si è provveduta ad una profonda
revisione nomenclaturale della successione del Permiano inferiore. In
particolare si propone l’abbandono del termine “Formazione di Collio” per
il settore orobico e l’introduzione di nuove unità che descrivano in maniera
più corretta l’intera successione. Tali unità rientrano nel Gruppo dei Laghi
Gemelli, che definisce l’intera successione vulcanica e sedimentaria
compresa tra l’unconformity tra il basamento ercinico e la copertura
sedimentaria alpina e la superficie di discordanza/paraconcordanza che
separa queste unità dal soprastante Verrucano Lombardo. In altri termini, il
Gruppo dei Laghi Gemelli rappresenta una porzione locale, con una sua
peculiare evoluzione stratigrafica, di una più estesa UBSU riconoscibile in
tutte le Alpi Meridionali.
1.2.1.1. - Conglomerato Basale (CGB)
L’unità è stata individuata per la prima volta da PORRO (1899, 1903) che
la definì con il nome di “Conglomerati aporfirici”, per sottolineare l’assenza
di clasti d’origine vulcanica all’interno di questa unità. DOZY &
TIMMERMANS (1935) la denominarono “Basalkonglomerate”, termine che
tradotto letteralmente in “Conglomerato Basale” fu da allora utilizzato per
definire questa unità. Dal punto di vista regionale, per posizione e
significato stratigrafico (conglomerati prevalentemente aporfirici presenti
alla base della successione post-ercinica) può essere considerato un
equivalente occidentale del Conglomerato di Ponte Gardena.
Il conglomerato Basale affiora principalmente nel settore nord-orientale
del Foglio Clusone (Val Sanguigno e Val Sedornia), dove è esposto in
41
affioramenti discontinui. L’unità è rappresentata da conglomerati a clasti di
quarzo e di basamento metamorfico ercinico; sono assenti clasti vulcanici
che caratterizzeranno i conglomerati presenti nella soprastante formazione
del Pizzo del Diavolo. Solo nella parte più alta dell’unità è localmente
segnalata (JADOUL et alii, 2000) la presenza di subordinati clasti di
vulcaniti. Il fatto che in molti casi la soprastante vulcanite del Monte
Cabianca giaccia direttamente sul basamento metamorfico ercinico rende
talora problematica l’attribuzione di facies conglomeratiche, tipicamente
alla base della successione permiana inferiore, alla vulcanite del Monte
Cabianca piuttosto che al conglomerato Basale. Nel Foglio Clusone si è
privilegiata l’accezione di PORRO (1899, 1903), definendo come
conglomerato Basale un’unità priva di clasti vulcanitici sottostante alla
vulcanite del Monte Cabianca. Lo spessore dell’unità, probabilmente
soggetto a notevoli variazioni locali, è difficilmente valutabile a causa delle
condizioni di copertura; in Val Sanguigno lo spessore del conglomerato
Basale arriva ad almeno 35-40 metri.
Il conglomerato Basale è separato da una superficie di non conformità
(unconformity) dal sottostante basamento metamorfico ercinico. Il limite
superiore del conglomerato Basale è con la vulcanite del Monte Cabianca:
questo limite è stato osservato in dettaglio in Val Sanguigno, dove i
conglomerati sono direttamente ricoperti da livelli piroclastici con
subordinate lenti di arenarie e conglomerati con prevalente componente
vulcanica.
All’interno dell’unità non sono stati rinvenuti fossili. Sulla base della
posizione stratigrafica, viene riportata per questa unità un’età Carbonifero
superiore – Permiano inferiore; considerate le caratteristiche deposizionali
di questa unità è da ritenersi probabile un’eterocronia nella deposizione.
Le caratteristiche litologico-petrografiche, la presenza discontinua di questa
unità e la sua variazione notevole di spessore portano a ritenere che il
conglomerato Basale si sia verosimilmente deposto in condizioni
continentali, ammantellando una topografia peneplanata ma irregolare, con
accumulo maggiore nelle aree più depresse. Il trasporto del materiale era
probabilmente legato ad una dinamica di tipo fluviale a media energia.
Età: Carbonifero superiore? - Permiano inferiore?
1.2.1.2. - Vulcanite del Monte Cabianca
Questa nuova unità litostratigrafica corrisponde al “Membro Vulcanico
della Formazione di Collio” Auct. (JADOUL et alii, 2000). L’unità affiora
nella fascia settentrionale del Foglio Clusone. Le successioni più complete
si hanno nella aree più incise, come in alta Valle Brembana (settore di Isola
di Fondra) e alta Valle Seriana (Novazza-Valgoglio). L’unità, presente nella
zona a Nord della Linea Valtorta-Valcanale (Anticlinale Trabuchello-
42
Cabianca), è caratterizzata da una notevole variazione laterale e pertanto
non esistono settori in cui essa possa essere considerata più rappresentativa.
La vulcanite del Monte Cabianca è prevalentemente costituita da
ignimbriti di colore da grigio biancastro a rossovinato - meno comune spesso verdastre per riduzione dei minerali di ferro; la struttura porfirica è
frequente, ma spesso si osservano strutture afiriche povere o prive di
fenocristalli. Nella parte bassa dell’unità, affiorante in Valle Seriana, sono
frequenti le intercalazioni di livelli arenacei e più raramente pelitici,
frequentemente associati a cineriti.
I livelli ignimbritici - soprattutto quelli di colore chiaro - localmente
arrivano a raggiungere spessori di qualche decina di metri, costituendo
bancate massicce con evidenza morfologica, che caratterizzano la parte alta
dell’unità.
A livello cartografico sono stati distinti i livelli riolitico-riodacitici
ignimbritici massivi (VUCig), le alternanze di facies epiclastiche e
vulcanoclastiche spesso costituite in gran parte da cineriti (VUCb), le facies
alluvionali arenaceo-pelitiche intercalate (VUCd) e i rari corpi andesitici
(VUCc) che sono stati osservati nelle aree rilevate. È possibile riconoscere
notevoli variazioni di spessore della vulcanite del Monte Cabianca, che può
raggiungere spessori massimi valutati attorno agli 800 metri (Isola di
Fondra). Nella parte alta dell’unità si intercalano nel settore occidentale del
Foglio delle colate di lave vacuolari in genere molto alterate, con un
chimismo probabilmente basico (andesiti). Lo spessore dei depositi di
questo tipo si aggira attorno ai 10-20 metri.
Il limite superiore della vulcanite del Monte Cabianca è con la
formazione del Pizzo del Diavolo: si tratta di un limite generalmente di tipo
transizionale, anche se di tipo piuttosto rapido: la transizione avviene in
genere nel giro di pochi metri. Localmente (Lago Nero-Monte Pradella) il
limite è netto e al di sopra di facies riolitiche della vulcanite del Monte
Cabianca compaiono arenarie fini e peliti riferibili all’unità soprastante, con
sottili intercalazioni di tufiti e livelli ignimbritici centimetrici. Analisi
preliminari su zirconi contenuti in un livello cineritico alla base dell’unità,
immediatamente al di sopra del conglomerato Basale, in bassa Val
Sanguigno hanno fornito una età di 279,5 ± 1,1 Ma per l’inizio dell’attività
vulcanica. L’età di tetto si aggira attorno ai 270 Ma. Le datazioni sono state
ottenute tramite analisi con microsonda laser su zirconi presso i laboratori
CNR di Pavia dal Dott. M. Tiepolo.
Dal punto di vista ambientale, la deposizione della vulcanite del Monte
Cabianca è avvenuta in condizioni continentali in prossimità di centri
eruttivi, in un contesto geodinamico caratterizzato da intensa attività
vulcanica e da attività tettonica responsabile della formazione di aree più o
meno depresse, all’interno delle quali si accumulavano, con velocità di
43
sedimentazione verosimilmente elevate, i prodotti diretti ed indiretti
dell’attività vulcanica.
Età: Permiano inferiore.
1.2.1.3. - Formazione del Pizzo del Diavolo
Corrisponde al “Membro sedimentario della Formazione di Collio”
Auct. L’unità affiora per pochi chilometri quadri esclusivamente nella parte
settentrionale del foglio, costituendo una fascia discontinua particolarmente
evidente nel settore dello spartiacque tra Valle Seriana e Valle Brembana e
nel settore dei Laghi Gemelli.
È costituita prevalentemente da conglomerati, arenarie e peliti
alimentate dallo smantellamento dei prodotti vulcanici sottostanti. A queste
facies detritiche, soprattutto nella parte inferiore e media dell’unità, possono
essere associati sottili livelli vulcanitici (prevalentemente piroclastici, FPZe)
ed orizzonti ricchi in pomici. Le arenarie sono in strati da decimetrici a
plurimetrici, presentano generalmente colore grigio-verde e frequenti
strutture sedimentarie (laminazioni parallele, incrociate, ripple mark, clay
chip, gradazioni). Localmente sono presenti corpi conglomeratici (FPZc)
arealmente estesi e di spessore significativo, di colore generalmente
verdastro e contenenti prevalentemente clasti provenienti dallo
smantellamento di corpi vulcanici (Val Sanguigno). Talora livelli
conglomeratici sono intercalati alle facies arenacee, in quantità
generalmente subordinate. Le facies pelitiche (FPZb) sono generalmente di
colore scuro, presentano localmente livelli più grossolani con laminazioni e
ripple mark, sono talora lastroidi e fittamente laminate. Nella parte
intermedia dell’unità (zona del Monte Pradella) è riconoscibile un livello
pelitico molto continuo lateralmente caratterizzato dalla presenza di facies
carbonatiche (dolomie ankeritiche, ocracee all’alterazione, di colore grigio
scuro su frattura fresca) in strati e noduli, talora con abbondanti laminazioni
microbialitiche. La parte alta della Formazione del Pizzo del Diavolo è
prevalentemente costituita da facies fini (peliti prevalenti con subordinate
aranrie fini, spesso con abbondanti impronte di tetrapodi) con livelli
continui, di spessore da pochi fino a 40 cm, di carbonati ankeritici con
abbondanti grossi oncoidi, di diametro fino a 4 cm (FPZf).
Dal punto di vista cartografico sono state distinte le intercalazioni
prevalentemente vulcanitiche (FPZe), le litofacies prevalentemente arenacee
con subordinate peliti e conglomerati (FPZa), i corpi conglomeratici (FPZc)
e le facies prevalentemente pelitiche localmente con intercalazioni di
carbonati (dolomie ankeritiche) talora microbialitici (FPZb) e con oncoliti
(FPZf).
La formazione del Pizzo del Diavolo presenta notevoli variazioni di
facies e di spessore, in parte imputabili ad un’originaria paleogeografia
articolata. L’unità è localmente assente a causa della importante superficie
44
di erosione, accompagnata da una discordanza angolare di pochi gradi, alla
base del Verrucano Lombardo, che in alcune località (alta Valle del T.
Acqualina) poggia direttamente sulla vulcanite del Monte Cabianca. Lo
spessore massimo raggiunto da quest’unità nel Foglio Clusone si aggira
attorno ai 1000 metri (versante orientale del Monte Pradella).
La formazione del Pizzo del Diavolo è sempre ricoperta dal Verrucano
Lombardo: il limite è netto e documentato dal passaggio dalle differenti
facies della formazione del Pizzo del Diavolo alle arenarie e conglomerati
rossi quarzosi del Verrucano Lombardo. Il limite è stato osservato in
dettaglio presso il Monte Pradella ed i Laghi Gemelli, dove le alternanze
d’arenarie e peliti della “Formazione di Collio” sono ricoperte direttamente
da arenarie e conglomerati del Verrucano Lombardo. Nel settore del Pizzo
dell’Orto (versante sinistro della Valle Brembana) al passaggio tra le due
unità si sono sviluppate, nelle facies pelitiche conservate al tetto della
formazione del Pizzo del Diavolo, noduli e concrezioni carbonatiche,
interpretate come il risultato di pedogenesi sviluppatasi durante le fasi
precedenti la deposizione del Verrucano Lombardo. Il Verrucano Lombardo
e la formazione del Pizzo del Diavolo sono in evidente discordanza angolare
(valutata in 10-15°, Fig. 7), che registra una fase tettonica documentata in
tutto il Bacino Lombardo. Si segnala come la discordanza angolare tra le
due unità porti ad una maggiore erosione della successione del Permiano
inferiore verso meridione, indicando un generale basculamento con
sollevamento dei settori meridionali e loro erosione prima della deposizione
della successione del Permiano superiore.
Fig. 7 - a) Siltiti rosse del Verrucano Lombardo (VER) giacciono con una debole
discordanza angolare sulle peliti e arenarie fini della formazione del Pizzo del Diavolo (FPZ)
al Pizzo dell’Orto; b) Panorama della discordanza angolare tra le due unità al Passo di Val
Sanguigno, versante Nord del M. Corte: verso Sud VER poggia su porzioni sempre più antiche
di FPZ.
45
Nell’area rilevata sono state rinvenute impronte di tetrapodi (rettili ed
anfibi; SANTI, 2003). In altre località sono segnalati resti vegetali (Walchia
sp., Cassinisia orobica) che indicano un’età Permiano inferiore. Sulla base
della posizione stratigrafica, l’unità è riferita alla parte alta del Permiano
inferiore.
La deposizione di quest’unità è avvenuta in condizioni continentali, in
facies di conoide alluvionale prossimale (corpi conglomeratici), facies di
conoide distale (caratterizzate da dominanti processi fluviali di sheet flow) e
di piana distale documentate dalle peliti con carbonati.
Età: Permiano inferiore.
1.2.2 - Verrucano Lombardo (VER)
Il Verrucano Lombardo è stato istituito da ASSERETO & CASATI (1965);
la scelta del nome si rifà al più recente (Triassico) Verrucano toscano per
analogia litologica; l’aggettivazione “Lombardo” ne identifica in maniera
univoca la distinzione da quest’unità appenninica. Il Verrucano Lombardo
costituisce la facies più prossimale dei depositi terrigeni del Permiano
superiore, che nel settore dolomitico ed in Alpi orientali prendono il nome
di Arenaria di Val Gardena. Il Verrucano Lombardo è riportato tra le Unità
tradizionali nel fascicolo VII del Quaderno 7, serie III, SGN-APAT (CITA et
alii, 2007b).
Il Verrucano Lombardo affiora estesamente nella parte settentrionale del
Foglio Clusone, a Nord della Linea Valtorta-Valcanale, nell’ambito
dell’Anticlinale Orobica. La successione è esposta dalla base al tetto nel
settore del Monte Vigna Soliva (alta Valle Seriana) e nella zona del Monte
Torcola (alta Valle Brembana) dove presenta spessori ridotti; affioramenti
estesi di quest’unità sono anche presenti nel settore dei Laghi Gemelli Monte Pradella.
L’unità è prevalentemente costituita da conglomerati a clasti di rocce
vulcaniche di colore rosso-violaceo (prevalentemente porfidi quarziferi) e di
quarzo latteo di vena, più raramente a clasti di rocce metamorfiche scistose,
con selezione moderata e grado d’arrotondamento da medio per i ciottoli di
quarzite a buono per i ciottoli vulcanici. La massa di fondo è costituita da
litareniti rossastre di composizione analoga a quella dei conglomerati. Nei
conglomerati s’intercalano frequentemente livelli di arenarie rosso-violacee
grossolane, a ciottoli sparsi, talora con laminazioni incrociate ad alto
angolo. Più rare sono le intercalazioni di siltiti micacee di colore rosso cupo,
talora con bioturbazioni. I depositi presentano frequentemente laminazioni
incrociate da corrente, spesso i livelli sono troncati superiormente da
superfici erosionali. Le facies sono spesso organizzate in cicli fining upward
di spessore da metrico a plurimetrico.
46
Lo spessore dell’unità tende a crescere dal settore occidentale (Monte
Pradella), dove sono presenti circa 150 m di Verrucano Lombardo, ed il
settore orientale (Val Sedornia), dove l’unità supera i 400 metri.
Il limite superiore del Verrucano Lombardo è sempre in
paraconcordanza con il Servino. Al di sopra delle facies sommitali
prevalentemente arenacee o siltose del Verrucano Lombardo compaiono
arenarie ricche in quarzo (spesso quarzareniti) a cemento quarzoso o, più
raramente, carbonatico, che costituiscono la base del Servino (Membro di
Prato Solaro, SCIUNNACH et alii, 1996).
Il Verrucano Lombardo è privo di fossili. Al di fuori dell’area di studio
si segnalano orme di tetrapodi che indicano un’età Permiano superiore.
L’insieme di questi litotipi, sovente organizzati in ciclotemi metrici a
gradazione normale, indica un ambiente di deposizione continentale, con
evoluzione verticale da conoidi alluvionali prossimali ad una piana
alluvionale solcata da corsi d’acqua di tipo intrecciato. Il passaggio
frequente da episodi a bassa ad episodi ad alta energia sembra suggerire
l’alternanza di fasi a piovosità ridotta e momenti di piogge intense.
Età: Permiano superiore.
1.2.3 - Servino (SRV)
Questa unità ancora oggi utilizza lo storico nome usato in Val Trompia
sin dagli inizi del secolo scorso (BROCCHI, 1808). Recentemente alcuni
autori (FARABEGOLI & DE ZANCHE, 1984; DE ZANCHE & FARABEGOLI,
1988) hanno proposto di utilizzare anche in Lombardia il nome di
Formazione di Werfen invece di Servino per le molte analogie litologiche e
d’evoluzione stratigrafica che presentano queste unità. Nell’ambito del
progetto CARG si è mantenuta la denominazione Servino ad Ovest delle
Giudicarie. Il Servino è stato riportato tra le Unità tradizionali nel fascicolo
VI del Quaderno 7, serie III, SGN-APAT (CITA et alii, 2007a).
Questa formazione affiora alla sommità del M. Torcola - dove, sul
versante orientale, tra quota 1750 e 1600 m, è presente la sezione più
rappresentativa, potente circa 200 m - ed in modo discontinuo dal
fondovalle della Valle Brembana - Val Secca sino al versante settentrionale
della valle del T. Acqualina, immediatamente a Nord della Linea ValtortaValcanale.
Nel settore brembano occidentale sono state riconosciute due principali
associazioni di litofacies, interpretate come membri secondo CASATI &
GNACCOLINI (1967). Quella inferiore (SRVa) è prevalentemente costituita
da arenarie quarzose a cemento dolomitico giallastro, ben stratificate, con
laminazioni parallele od oblique da ripple d’onda e di corrente; ad esse si
intercalano siltiti, marne, argilliti giallastre o verdastre e localmente sottili
orizzonti-lenti di calcareniti oolitiche e bioclastiche. La litofacies superiore
(SRVb) è invece caratterizzata da alternanze di siltiti, siltiti marnose spesso
47
micacee, arenarie, marne dolomitiche e dolomie marnoso-siltose in strati
decimetrici. Tra le due litofaices è spesso riconoscibile un livello di calcari
fini ed associate calcareniti oolitico-bioclastiche ricche in gasteropodi e
lamellibranchi, di colore da grigie a rossastre, in banchi di 40-80 cm. Questo
livello corrisponde all’"Oolite a Gasteropodi" Auct. La suddivisione in due
litozone del Servino si mantiene verso oriente, anche se più sfumata, mentre
aumentano in tutta la successione le intercalazioni di dolomie arenacee o
marnoso-arenacee giallastre. Recentemente SCIUNNACH et alii (1999) hanno
ulteriormente dettagliato la successione del Servino delle Prealpi Lombarde
riconoscendo sei membri: a) conglomerati ed arenarie del Membro di Prato
Solaro, b) arenarie quarzose del Membro Ca' S. Marco, c) calcari oolitici e
bioclastici del Membro Oolite a Gasteropodi, d) arenarie arcosiche del
Membro Acquaseria, e) calcari, dolomie e marne degli “Strati a
Myophoria”, f) siltiti e marne variegate del Membro Superiore. Tale
suddivisione non è comunque applicabile a livello cartografico nell’area del
Foglio Clusone.
Le microfacies di quest’unità sono molto eterogenee: si associano
quarzareniti, areniti arcosiche, grainstone oolitici con gasteropodi,
lamellibranchi
e
foraminiferi,
mudstone-wackestone
dolomitici
microspatizzati.
Lo spessore del Servino è di difficile valutazione a causa dei frequenti
disturbi tettonici; sulla base delle osservazioni di campagna varia da 90 a
200 m in alta Valle Brembana - valle del T. Acqualina.
Il Servino è limitato inferiormente dal Verrucano Lombardo; il
passaggio fra le due formazioni, sempre netto, è caratterizzato dalla
comparsa di conglomerati fini, arenarie quarzose e siltiti carbonatiche ben
stratificate paraconcordanti sopra i conglomerati minuti rossi, arenarie
grossolane verdi in grossi banchi del Verrucano Lombardo. Il limite
superiore con la carniola di Bovegno è più transizionale, evidenziato dalla
progressiva riduzione delle intercalazioni policrome ed aumento delle
dolomie. A causa di questo tipo di limite, non è sempre possibile riferire con
certezza alla parte sommitale del Servino o alla soprastante carniola di
Bovegno affioramenti prevalentemente dolomitici.
Il Servino presenta in genere faune scarse ed oligotipiche, fra cui sono
segnalate (PORRO, 1933; CASATI & GNACCOLINI, 1967) i gasteropodi
Natiria costata (Münster), N. semicostata, Turbo cfr. rectecostatus; i bivalvi
Neoschizodus laevigatus, Unionites canalensis, Claraia intermedia, C. cf.
clarai, C. aurita, Neoschizodus ovatus, Costatoria costata (Zenker),
Miophoria costata Zenker; il foraminifero Meandrospira pusilla e rari
crinoidi e ammonoidi (Tirolites sp. , Dinarites sp. ) nella parte superiore.
Sulla base del contenuto faunistico esso viene concordemente attribuito al
Triassico inferiore (Induano ed Olenekiano).
48
Il Servino rappresenta l'inizio della trasgressione marina triassica
progressiva da Est verso Ovest (ASSERETO et alii, 1973) sui depositi
continentali del Verrucano Lombardo. Le caratteristiche litologiche e
sedimentologiche e le associazioni faunistiche indicano infatti un
progressivo passaggio da ambienti litorali-epineritici a condizioni di mare
più aperto.
Età: Induano-Olenekiano.
1.2.4 - Carniola di Bovegno (BOV)
L'unità, descritta inizialmente da CURIONI (1855) come unità "calcarea
farinacea", è stata istituita da ASSERETO & CASATI (1965) in Valle
Camonica e cartografata in Bianchi et alii (1971). È compresa tra le
formazioni del Servino e del Calcare di Angolo. L’area di riferimento è
l’alta Val Trompia presso la località omonima; non esiste una sezione
stratigrafica di riferimento per mancanza di successioni ben esposte,
complete o poco tettonizzate a causa delle intense deformazioni tettoniche
d’età alpina e per gli scollamenti e sovrascorrimenti regionali che
s’impostano preferenzialmente in questa successione a sedimentazione
mista terrigeno-carbonatico-evaporitica.
La carniola di Bovegno affiora in modo discontinuo, a causa della
copertura superficiale e per elisioni tettoniche, alla base dei versanti dei
massicci carbonatici medio triassici compresi tra i monti Valbona - Cima di
Menna e la Valle del T. Acqualina, mentre ad oriente affiora alla base dei
monti Avert e Corru. L’unità è spesso conservata sottoforma di lenti
tettoniche lungo la Linea Valtorta-Valcanale. In particolare, la parte
inferiore dell’unità è pressoché sempre tettonizzata. A S di Bordogna (Valle
del Drago), tra le quote 700 e 750 m, e nel settore a Nord del Pizzo Arera
affiora la parte superiore dell’unità con conservato il limite transizionale con
il Calcare di Angolo.
La carniola di Bovegno è costituita da calcari dolomitici e dolomie
marnose, ocracee sulla superficie d’alterazione e da grigio biancastro a
grigio scuro alla frattura fresca, con sottili intercalazioni argillose da ocra a
grigio verdi ed alla base localmente rosse (M. Corru), localmente finemente
laminate in strati da centimetrici a pluridecimetrici. La stratificazione in
grossi banchi metrici o indistinta è tipica delle intercalazioni di dolomiecalcaree vacuolari (carniole). I carbonati vacuolari sono permeati da un fitto
reticolato di fratture calcitiche e localmente (Passo della Marogella - Corno
Branchino) presentano intercalazioni da decimetriche sino a plurimetriche,
lenticolari strato-concordanti, ma anche in tasche-filoni discordanti con la
stratificazione, di brecce in prevalenza intraformazionali costituite da clasti
angolosi centimetrici di calcari dolomitici, dolomie marnose e subordinate
argilliti e marne ocra, verdi e rossovinate. Queste brecce possono essere
interessate da più recenti tasche e filoncelli sedimentari con riempimenti
49
interni carbonatico-marnosi ocracei, caratterizzati da strutture sedimentarie
(granoclassazione e laminazioni nella Valle del Drago, infiltrazione di
sedimenti pleistocenici?). Queste particolari litologie e tessiture della
carniola di Bovegno sono ritenute solo in parte di origine primaria o
diagenetica, buona parte delle carniole e delle brecce associate sono
imputabili a successive deformazioni in profondità connesse alla dinamica
ed alla circolazione di fluidi associati ai sovrascorrimenti alpini. Queste
carniole o “rauhwacke” sono state descritte ed interpretate come brecce
autoclastiche di possibile origine tettonica da METZELTIN & VEZZOLI,
(1977). L'unità considerata, infatti, costituisce il primo degli orizzonti
plastici di distacco del Triassico, in corrispondenza dei quali si sono
impostate preferenzialmente le estese superfici di scollamento tettonico
d’età alpina. Localmente (Valle del T. Acqualina) sono riconoscibili
porzioni di spessore decametrico di dolomie stratificate con laminazioni e
stromatoliti, che documentano l’esistenza d’ambienti peritidali confrontabili
con la Dolomia del Serla Inferiore del Sudalpino orientale.
L'analisi delle poche microfacies rappresentative ha evidenziato
un’elevata ricristallizzazione, con prevalenti microspariti e pseudospariti
debolmente argillose con diffusi piccoli romboedri di dolomite e molte
generazioni di fratture cementate da cemento calcitico spatico (sparite
equant). Le osservazioni in catodoluminescenza hanno evidenziato molte
fratture con cementi luminescenti e zonati; le fratture tettoniche tardive
invece risultano costituite da calcite non luminescente. In alcuni campioni
sono stati osservati ostracodi e pseudomorfi carbonatici di minerali
evaporitici.
Lo spessore dell’unità non è determinabile a causa della tettonizzazione
e per gli affioramenti discontinui; lo spessore massimo valutato si aggira sui
50 m nella valle del T. Acqualina.
Il limite inferiore con il Servino è definito da una transizione rapida (alta
valle del T. Acqualina) da siltiti verdi e rossastre con intercalazioni di marne
e dolomie marnose grigio ocracee (membro superiore del Servino
SCHIUNNACH et alii, 1999) ad alternanze di dolomie calcaree e marnose, di
colore ocraceo ed argilliti e marne dolomitiche. Il limite superiore con il
Calcare di Angolo è generalmente transizionale (Valle Brembana),
evidenziato dalla progressiva ma rapida scomparsa delle intercalazioni delle
marne e dolomie marnose sottilmente stratificate sostituite da calcari e
calcari dolomitici grigi o grigio-scuri in strati medi, a volte sottili, un poco
nodulari ed amalgamati ma contenenti ancora qualche intercalazione
decimetrico-metrica di calcari dolomitici vacuolari e carniole ocracee (parte
inferiore del Calcare di Angolo). CASATI & GNACCOLINI (1967)
propongono, per la successione delle Orobie occidentali, una parziale
eteropia tra la carniola di Bovegno ed il Calcare di Angolo basale.
50
Nel Foglio Clusone non si hanno evidenze di variazioni laterali delle
litofacies della carniola di Bovegno e risultano mancanti o non affioranti le
lenti evaporitiche (es. Anidrite di Costa Volpino, ASSERETO & CASATI,
1965).
L’unità è scarsamente fossilifera: in base alla sola posizione stratigrafica
la carniola di Bovegno è stata attribuita all’Olenekiano-Anisico inferiore
(ASSERETO & CASATI, 1965). Recentemente studi stratigrafici di dettaglio
sul Servino le hanno attribuito un’età Anisico inferiore (Egeico,
SCHIUNNACH et alii,1999).
L’ambiente deposizionale della carniola di Bovegno è attribuibile a
piane costiere in prevalenza sopratidali (sabkha) e di laguna a
sedimentazione mista carbonatico-pelitica in condizioni climatiche aride,
confrontabili con le attuali coste del Golfo Persico settentrionale. Nella
parte superiore della successione erano presenti, localmente verso SE, saline
evaporitiche. Verso occidente probabilmente questi ambienti costieri
passavano ad aree emerse (conglomerati della F. di Bellano in Valsassina, f.
076 - Lecco).
La genesi delle brecce intraformazionali / carniole è ancora controversa:
possono derivare dalla dissoluzione delle evaporiti con collassamenti degli
strati carbonatici intercalati, oppure dalla fratturazione idraulica della roccia
sotto forti pressioni di fluidi derivanti dalla disidratazione delle evaporiti
stesse (METZELTIN & VEZZOLI, 1977) e/o dalla circolazione di fluidi tardivi
lungo le superfici dei sovrascorrimenti alpini (JEANBOURQUIN & LUALDI,
1994).
Età: Olenekiano superiore - Anisico inferiore.
1.2.5 - Calcare di Angolo – Litofacies calcarea (ANGa)
L'unità è stata riconosciuta e descritta in passato da numerosi Autori con
varie terminologie lito-cronostratigrafiche, comprendendo a volte anche il
soprastante calcaredi Prezzo (”Scisti a gracilis”, “Gruppo di Valsecca,
“dolomie grigio scure in strati sottili", etc.). Il Calcare di Angolo è stato
formalizzato da ASSERETO & CASATI (1968a) in Valle Camonica e
cartografato in BIANCHI et alii (1971). L’area di riferimento interessa tutta
la bassa Valle Camonica, in particolare la confluenza con la Valle di Scalve.
Il Calcare di Angolo affiora lungo una fascia ristretta ma continua nella
porzione settentrionale del Foglio Clusone, dalla Valle Brembana sino al
margine orientale del foglio.
Le sezioni più rappresentative, meglio esposte e complete sono ubicate:
- lungo l’incisione della Valle del Drago, a valle del paese di Bordogna,
tra le quote 730 e 1000 m (sezione di difficile accesso);
- sul versante orientale del Cima di Menna (Valle Pizzadelle) a quote
comprese tra 1450 e 1700 m.;
51
- sul versante meridionale della valle del T. Acqualina, alla base della
successione alloctona del Pizzo Arera: la sezione affiora lungo lo sperone
NE che scende dalla vetta, a quote comprese tra 1600 e 1900 m.
Al Calcare di Angolo sono state in passato riferite, in accordo con le più
recenti ricerche stratigrafiche sul Triassico medio della V. Brembana
(JADOUL et alii,1992d), anche facies in parte dolomitiche (“Membro delle
Dolomie Peritidali”, JADOUL & ROSSI, 1982) che occupano una posizione
stratigrafica in genere superiore al Calcare di Angolo, e ora riferite al
Calcare di Camorelli (BERRA et alii, 2005).
Il Calcare di Angolo è rappresentato da calcari grigio-scuri localmente in
strati pluridecimetrici planari, localmente con intercalazioni di orizzonti
costituiti da strati più sottili, amalgamati, debolmente nodulari, bioturbati e
con interstrati millimetrico-centimetrici marnosi (Litofacies calcarea ANG
a). Nel Foglio Clusone non affiora la Litofacies siltosa (Angb) presente in
Valsassina nel limitrofo (Foglio 076 Lecco). I calcari sono in prevalenza
fini, con locali intercalazioni calcarenitiche con dispersi crinoidi e
laminazioni parallele. Lo spessore di questa litozona, in genere non ben
affiorante, varia da 60 m a circa 120 m nel settore ad occidente della Valle
Seriana, mentre ad oriente questa facies costituisce interamente l’unità,
raggiungendo uno spessore di circa 400 metri. Nella porzione più
occidentale del Foglio Clusone questa litofacies contiene una piccola
porzione terrigena fine, sottolineata dalla presenza di lamelle di muscovite.
Alla base dell’unità sono anche intercalati dei livelli di spessore da
decimetrico a plurimetrico di dolomie calcaree vacuolari, simili a quelle
della carniola di Bovegno.
L'analisi in sezione sottile ha evidenziato la presenza di prevalenti
microfacies date da wackestone-packstone bioturbati con echinodermi e
lamellibranchi in gran parte ricristallizzati.
Il limite inferiore con la carniola di Bovegno è transizionale; il limite
superiore è con il Calcare di Camorelli nel settore occidentale del foglio
(limite transizionale) o con il calcare di Prezzo nel settore ad oriente della
Valle Seriana (limite netto).
Il contenuto paleontologico del Calcare di Angolo è piuttosto ricco e
variato. Sono stati segnalati infatti lamellibranchi e gasteropodi non
determinabili; ammoniti; crinoidi fra cui Dadocrinus gracilis (Buch) ed
Encrinus liliiformis (Lamarck) e foraminiferi. In base al contenuto
paleontologico ed alla posizione stratigrafica, sottostante al ben datato
calcare di Prezzo, l’età del Calcare di Angolo è attribuita all’Anisico
inferiore - medio; le faune presenti nel “Banco a Brachiopodi“ (unità riferita
al calcare di Prezzo) documentano un’età Pelsonico terminale. Dove è
presente il Calcare di Camorelli, l’unità interrompe il suo sviluppo a partire
dal Bitinico (BERRA et alii, 2005).
52
Il Calcare di Angolo rappresenta un articolato ambiente deposizionale a
sedimentazione prevalentemente carbonatica di baia subtidale, caratterizzato
da fondali sufficientemente ossigenati per consentire lo sviluppo di una
ricca fauna di organismi molli responsabili della bioturbazione che
caratterizza l’unità.
Età: Anisico inferiore – medio.
1.2.6 - Calcare di Camorelli
Nel settore del Foglio Clusone questa unità è per la prima volta distinta
cartograficamente dal Calcare di Angolo. Il Calcare di Camorelli raccoglie
le successioni di mare prevalentemente basso che caratterizzano la
successione anisica del Bacino Lombardo. Il Calcare di Camorelli è stato
formalizzato in DELFRATI et alii (2000). All’interno del Calcare di
Camorelli sono distinte, nel Foglio Clusone, le facies con rari coralli
(CMR2) e le facies prevalentemente dolomitiche (CMRa). Queste ultime
corrispondono alle “Dolomie peritidali” di JADOUL & ROSSI (1982). L’unità
affiora nel settore ad occidente della Valle Seriana, raggiungendo in Valle
Brembana spessori superiori ai 200 m; non è invece presente ad oriente
della Valle Seriana.
La parte inferiore del CMRa è costituita da calcareniti bio-intraclastiche,
localmente oolitiche o ricche in crinoidi che passano superiormente a calcari
con cicli da subtidali a peritidali con diffuse alghe Dasycladaceae e
laminazioni stromatolitiche planari. Un’intercalazione metrica di calcari neri
micritici, sottilmente stratificati, nodulari e bioturbati, con intercalazioni di
marne argillose nere evidenzia localmente (gruppo della Cima di Menna)
l’inizio della successione calcareo-dolomitica più ricca in cicli peritidali che
caratterizza l’unità. Litologicamente l’unità CMRa è costituita
prevalentemente da carbonati peritidali in strati planari di spessore
pluricentimetrico-metrico che presentano dolomitizzazioni precoci degli
intervalli inter-sopratidali. La dolomitizzazione diventa più pervasiva in
prossimità del tetto dell’unità. I carbonati subtidali contengono alghe
dasycladacee e sono spesso bioturbati; quelli inter-sopratidali presentano
laminazioni stromatolitiche e brecciole a clasti piatti dolomitizzati
precocemente. Si intercalano sporadici orizzonti di spessore centimetrico di
marne e marne siltose ricche in mica e quarzo; queste intercalazioni
diventano più frequenti, più potenti (sino a qualche decimetro) e più
arenacee (clasti di quarzo e mica bianca) nel settore più occidentale (Lenna Piazza Brembana, facies di transizione al “Calcare di Angolo” della
Valsassina, Foglio 076 - Lecco ).
Sono distinte cartograficamente facies di margine (CMR2) costituite da
calcari massivi ricchi in crinoidi e con coralli in posizione di vita (BERRA et
alii, 2005), che costituiscono la vetta del Monte Corru. Queste facies
limitavano verosimilmente verso oriente il settore con facies peritidali ad
53
Ovest dal settore subtidale ad Est. Le microfacies della litofacies superiore
contengono prevalenti wackestone bioturbati, packstone e grainstone
intraclastico-bioclastici con oncoidi, peloidi, diffuse dasycladacee e piccoli
foraminiferi bentonici (Meandrospira dinarica, Trochammina almtalensis,
Nodosaria sp., Endotriadella sp., Diplotremina astrofimbriata, Duostomina
sp.).
Il Calcare di Camorelli può raggiungere i 200-220 m nel settore centrooccidentale, mentre passa lateralmente al Calcare di Angolo in maniera
piuttosto rapida in direzione orientale, a causa della transizione ai calcari
subtidali sottilmente stratificati del Calcare di Angolo superiore (“Facies
Camuna” di ASSERETO e CASATI, 1965). Il passaggio avviene in
corrispondenza della Valle Seriana, dove sono presenti facies bioclastiche
con organismi di margine (BERRA et alii, 2005). Verso occidente, nel Foglio
076 - Lecco, (Valsassina – Grigne, GAETANI et alii, 1987) la litofacies
superiore del Calcare di Angolo passa a facies miste più costiere e
dolomitizzate.
Il limite superiore con il calcare di Prezzo è ovunque netto, evidenziato
dalla comparsa di calcari e calcari marnosi neri bioclastici con crinoidi,
brachiopodi ed ammonoidi (“Banco a Brachiopodi” Auct.) che ricoprono le
dolomie ed i calcari stratificati del Calcare di Camorelli. Al tetto del Calcare
di Camorelli sono spesso presenti evidenze di emersione (brecciole, livelli
argillosi rossastri). Il limite inferiore con il Calcare di Angolo è
transizionale, posto in corrispondenza delle prime intercalazioni di calcari
dolomitici con laminazioni stromatolitiche e fenestrae.
Nel Calcare di Camorelli si osservano variazioni laterali di facies nel
settore brembano a seguito dei frequenti cambiamenti nella percentuale tra
le facies subtidali rispetto alle intertidali, all’intensità dei processi di
dolomitizzazione selettiva di alcuni orizzonti ed alle intercalazioni
silicoclastiche (siltiti e litareniti quarzoso-micacee).
Le facies dolomitiche peritidali sono in genere povere di fossili, tuttavia
la presenza di ricche faune a foraminiferi nel settore marginale (Monte
Corru, BERRA et alii, 2005) consentono di attribuire un’età bitinicopelsonica a questa unità. Il limite con il soprastante “Banco a Brachiopodi”
indica come l’unità non superi il limite Pelsonico-Illirico.
Il Calcare di Camorelli documenta lo sviluppo di estese piane
carbonatiche tidali e, più raramente, di piccoli edifici carbonatici
biocostruiti che delimitano i settori occidentali, meno subsidenti, da quelli
orientali caratterizzati da successioni più potenti e di mare più profondo.
Verso occidente iniziano ad essere presenti anche ambienti carbonatici
lagunari e di piana tidale maggiormente costieri.
Età: Anisico medio - superiore (Bitinico-Pelsonico).
54
1.2.7 - Calcare di Prezzo (PRZ)
Questa successione calcareo-marnosa ben stratificata, nota per il
contenuto fossilifero, è stata oggetto sin dal XIX secolo di molte indagini
paleontologiche e biostratigrafiche. Essa è stata formalizzata come unità
litostratigrafica da ASSERETO & C ASATI (1965). L’area di riferimento sono
le Valli Giudicarie.
Il calcare di Prezzo affiora in modo discontinuo a causa del ridotto
spessore e delle caratteristiche litologiche. La sua presenza è evidenziata
morfologicamente da una piccola cengia tra il Calcare di Angolo ed il
calcare di Esino. Gli affioramenti costituiscono una ristretta fascia, presente
in Valle Brembana tra i massicci del M. Ortighera e della Cima di Menna;
in valle del T. Acqualina affiora solo nelle successioni alloctone del P.zo
Arera - Cima del Fop, non è presente invece nella sottostante successione
medio-triassica parautoctona. Verso oriente affiora nella successione mediotriassica alloctona dell’unità tettonica Timogno (valle del torrente Ogna),
dove presenta gli spessori massimi.
Nel Foglio Clusone le sezioni più rappresentative (VENZO & PELOSIO,
1968; ASSERETO et alii,1977, BALINI,1992) si trovano:
- presso Lenna, alla base del versante settentrionale del M. Ortighera, tra
le quote 500-550 m;
- in Valle Pizzadelle (versante orientale della Cima di Menna) a quote
comprese tra 1680 e 1720 m;
Ad Est della Valle Seriana il calcare di Prezzo è caratterizzato
dall’alternanza ritmica, con spessori decimetrici, di calcilutiti nere spesso
marnose e bioturbate, in strati da 10 a 40 cm da piano-paralleli a
leggermente nodulari, marne e argilliti nere con mica (GAETANI et alii,
1987; BALINI, 1992). Ad Ovest la successione è ridotta e molto più ricca in
carbonati.
In Valle Brembana sono presenti nella parte sommitale, di transizione al
calcare di Esino o alla Formazione di Buchenstein, sottili intercalazioni
tufacee e packstone bio-intraclastici. Nelle successioni più orientali della
valle del torrente Ogna il calcare di Prezzo presenta una prevalenza delle
marne e calcari marnosi; i calcari sono prevalenti solo nella parte superiore
dell’unità.
L'analisi in sezione sottile di vari campioni rappresentativi provenienti
dalle sezioni stratigrafiche della Valle Brembana ha evidenziato la presenza
di prevalenti microspariti a volte argillose, wackestone bioturbati con
dispersi bioclasti di lamellibranchi pelagici, ammonoidi, crinoidi,
brachiopodi, echinodermi, ostracodi e localmente frammenti di sostanza
organica e fosfati. Nella parte superiore, nei settori di passaggio alla
soprastante piattaforma carbonatica del calcare di Esino, sono presenti
packstone intra-bioclastici tra cui rare Dasycladacee ed ooliti rimaneggiate.
La compattazione diagenetica è evidenziata da stiloliti.
55
Lo spessore complessivo dell’unità si mantiene in quasi tutto il settore
occidentale del Foglio Clusone su valori compresi tra i 7-10 m (versante
Nord della Cima di Menna) e 26 m (Valle Pizzadelle). Nella valle del
torrente Acqualina l’unità presenta spessori compresi tra 10 e 20 m e
localmente si azzera perché sostituita da facies carbonatiche del calcare di
Esino basale (successione parautoctona della Valle del T. Acqualina, settore
del Passo Branchino). Nella valle del torrente Ogna il calcare di Prezzo
presenta spessori superiori, non sempre ben determinabili, ma che
localmente possono raggiungere uno spessore di circa 100 metri.
Il limite superiore del calcare di Prezzo, nelle successioni più potenti e
con trend bacinale, è con la Formazione di Buchenstein; nelle successioni
meno potenti e con maggiore sviluppo delle piattaforme anisico-ladiniche, è
con il calcare di Esino (Fig. 8), oppure tramite una facies di transizione
Formazione di Buchenstein - calcare di Esino. Il limite con la F. di
Buchenstein è ovunque abbastanza netto, evidenziato dalla comparsa di
calcari grigio-scuri generalmente in strati planari con noduli, liste di selce
nera ed intercalazioni di tufiti, e vulcanoclastiti siltoso-arenacee (Val Parina
inferiore). Il limite con il calcare di Esino basale (serie parautoctona della
valle del T. Acqualina, serie di Ghegna allo sbocco della Val Secca di
Roncobello) o con le sue facies di transizione alla F. di Buchenstein (Valle
Pizzadelle; Lenna) è in genere transizionale anche se rapido, e si realizza in
corrispondenza della comparsa di calcareniti in strati alla base nodulari e
con scarsi interstati marnosi, sovrastati da banchi amalgamati con trend
thickening e coarsening upward e con colorazione che passa dal grigio
scuro al grigio.
Il calcare di Prezzo della Valle Brembana è ricco di fossili, in particolare
ammonoidi (ASSERETO , 1969; BALINI, 1992); fra queste ricordiamo:
Paraceratites brembanus, Paraceratites trinodosus, Ptychites oppeli,
Beyrichites benekey, Judicarites meneghinii, Flexoptychites gibbus,
Semiornites aviticus, Discoptychites megalodiscus, Lardoceras n.sp.,
Asseretoceras camunum. Abbondanti sono i lamellibranchi pelagici, fra cui
Daonella sturi Benecke. L’unità è caratterizzata dalla presenza di
brachiopodi, fra cui Tetractinella trigonella, Koeveskallina koeveskallensis,
Mentzelia mentzelii, Coenothyris vulgaris, Piarorhynchia trinodosi
(ASSERETO & CASATI, 1965; CASATI & GNACCOLINI, 1967), soprattutto nel
settore centro occidentale brembano (GAETANI et alii, 1987; JADOUL et alii,
1992d; JADOUL, 1994; "Calcare a Brachiopodi" della Val Trompia,
ASSERETO & CASATI, 1965).
Sulla base del contenuto paleontologico (ammonoidi e conodonti), il
calcare di Prezzo può essere riferito alla parte superiore dell’Anisico, zona a
Trinodosus (ASSERETO, 1969, BALINI, 1992, MONNET et alii, 2008).
Le lito- e biofacies uniformi estese su vaste aree e le loro graduali
variazioni di spessore evidenziano un sistema deposizionale bacinale con
56
condizioni di mare aperto ma non eccessivamente profondo, con
sedimentazione mista e circolazione al fondo ristretta. I bacini in parte erano
delimitati dalle facies carbonatiche di pendio delle prime biocostruzioni
carbonatiche d’età anisico superiore - ladinica che rappresentavano i nuclei
di sviluppo delle progradazioni delle piattaforme ladiniche (calcare di
Esino). Gli apporti terrigeni fini provenivano da aree emerse situate
verosimilmente a NW. Il rapporto fra organismi bentonici e forme nectoplanctoniche mostra una prevalenza delle seconde verso oriente, e questo
indicherebbe diminuzione delle condizioni di ossigenazione al fondo
piuttosto che incremento di profondità del bacino verso Est (GAETANI et
alii, 1987).
In questo settore la base dell’unità è caratterizzata dalla presenza di un
noto orizzonte marker, dello spessore di 0,5-4 m, costituito da calcari
grigio-scuri, bioturbati alla base, e calcareniti bioclastiche ricche in crinoidi
e localmente in brachiopodi (Tetractinella trigonella) (Calcare di Cimego o
“Banco a Brachiopodi” Auct., ASSERETO et alii, 1977). Il contatto inferiore
tra questo orizzonte e la sottostante successione carbonatica peritidale è
netto, marcato da una discontinuità (paraconcordanza) che evidenzia l’inizio
della trasgressione marina che si svilupperà durante la deposizione del
calcare di Prezzo. In alcuni settori (versante orientale e settentrionale della
Cima di Menna) al tetto delle facies peritidali è presente una superficie di
erosione sottolineata da sottili livelli di brecciole e, localmente, da veli di
argille rossastre. Dal punto di vista litologico, dell’evoluzione
paleoambientale e della stratigrafia sequenziale, il “Banco a Brachiopodi”
trova una migliore ubicazione stratigrafica nel soprastante calcare di Prezzo.
Pertanto, pur essendo stata riferita in precedenza al Calcare di Angolo, si
ritiene corretto considerarlo una facies all’interno del calcare di Prezzo
piuttosto che del Calcare di Camorelli (in precedenza non distinto dal
Calcare di Angolo in questo settore del Sudalpino). Il “Banco a
Brachiopodi” è caratterizzato da packstone e rudstone in prevalenza
bioclastici con prevalenti crinoidi, valve di lamellibranchi, brachiopodi; la
matrice contiene sovente peloidi, piccoli foraminiferi bentonici (Pilammina
sp.) e rare dasycladacee. In corrispondenza del contatto inferiore con le
dolomie peritidali del Calcare di Camorelli della Valle Pizzadelle sono state
caratterizzate anche le facies trasgressive alla base del “Banco a
Brachiopodi” costituite da wackestone con intraclasti, peloidi associati a
molti lamellibranchi pelagici e crinoidi.
Età: Anisico superiore (Illirico pp.).
1.2.8 – Formazione di Buchenstein (BUC)
Questa unità rappresenta una storica unità di estensione interregionale,
inizialmente descritta e denominata in Dolomiti, il cui nome è stato
utilizzato nelle ricerche crono- e litostratigrafiche e nella cartografia
57
geologica di tutto il Sudalpino per caratterizzare le successioni bacinali del
Ladinico inferiore a sedimentazione calcareo-silicea e con importanti
apporti vulcanoclastici. In Lombardia non esiste un’area di riferimento
anche se esiste una successione ben studiata presso Bagolino (BRACK &
RIEBER, 1993). L’unità è confrontabile con la Formazione di Livinallongo
descritta in Dolomiti, sin dal secolo scorso, da vari autori (bibliografia in
VIEL, 1979; “Buchensteiner Schichten” di VON RICHTHOFEN, 1860). La
Formazione di Buchenstein è riportato tra le Unità tradizionali in CITA et
alii (2007b).
L’unità affiora molto limitatamente nel settore occidentale del Foglio
Clusone (parte centrale della Val Parina e galleria stradale di Piazza
Brembana). Nel settore orientale del foglio è presente, con maggiore
continuità e spessore, in corrispondenza del versante destro della valle del
torrente Ogna, nell’unità strutturale Timogno, e nel settore della Val
Sedornia.
Nel Foglio Clusone non esiste una sezione di riferimento ben studiata,
potente e completa di tutte le sue associazioni di facies, a causa della sua
marcata eteropia con il calcare di Esino.
Una sezione di riferimento, valida solo per la facies basali, è la sezione
che affiora sul fondovalle della Val Parina, a valle della forra di Valpiana, a
quota di circa 670 m Una sezione più completa si trova nella valle del
torrente Ogna nella valletta a monte dell’abitato di Valzurio.
Nel settore orientale del Foglio Clusone (valle del torrente Ogna, Val
Sedornia) la Formazione di Buchenstein presenta la successione più tipica,
caratterizzata da strati calcilutitici planari con noduli e liste di selce nera ed
interstrati argilloso-tufacei. Alla sommità sono maggiormente intercalate
vulcanoclastiti e tufiti (“pietra verde”) in strati decimetrici, localmente di
spessore sino a metrico.
Nel settore brembano la Formazione di Buchenstein è generalmente
sostituita da pochi metri di facies di passaggio tra il calcare di Prezzo ed il
calcare di Esino. La tipica facies “knollenkalke” Auct. è rara, presente alla
base con qualche metro di calcari compatti micritici, nodulari grigio scuri,
in Val Parina dolomitizzati. Alle calcilutiti sono frequentemente intercalate
calcareniti fini, a volte in strati lenticolari sino a decimetrici, con sparsi
noduli di selce e, più raramente, areniti e siltiti vulcanoclastiche (litareniti
con presenza anche di molti granuli di quarzo e plagioclasio) grigio-verdi,
granoclassate, con laminazioni parallele e oblique e base erosionale (un
livello supera 1 m di spessore in Val Parina). Superiormente prevalgono le
calcareniti medio-fini, localmente con frammenti di crinoidi, oncoidi,
dasycladacee rimaneggiate, in strati decimetrici amalgamati o nodulari e con
selce, che passano gradualmente a calcareniti intra-bioclastiche e calciruditi
con clasti di piattaforma carbonatica grigio-chiare del calcare di Esino
(“Facies di transizione Buchenstein-Esino”, JADOUL et alii 1992d). Questa
58
associazione di litofacies, presente nel settore brembano, è stata cartografata
come calcare di Esino.
Le microfacies carbonatiche fini di questa formazione sono costituite da
mudstone-wackestone con peloidi, piccoli intraclasti e localmente
abbondanti radiolari calcitizzati, filamenti pelagici, bioclasti di crinoidi e
echinoidi spesso risedimentati da trasporti in massa. Le microfacies
calcarenitiche delle facies di transizione al calcare di Esino sono packstone
intra-bioclastici con litoclasti provenienti dalla piattaforma e intraclasti di
origine bacinale. In queste microfacies si trovano frequentemente oncoidi,
peloidi, lump algali e bioclasti di dasycladacee (Diplopora sp.), crinoidi,
echinodermi, brachiopodi, lamellibranchi, gasteropodi, ostracodi. Le
microfacies di alcune tufiti più arenitiche campionate in Val Parina
evidenziano una intensa calcitizzazione diagenetica con alterazione dei
minerali originari; in alcune microfacies è risultato abbondante il quarzo ed
il vetro vulcanico parzialmente devetrificato (sino al 50-60%); sono
riconoscibili localmente feldspati alcalini con fenomeni di smistamento al
nucleo (sanidino con geminazione Karlsbad) che sembrano indicare per le
vulcanoclastici della Formazione di Buchenstein una composizione riolitica.
Nel settore occidentale del Foglio Clusone questa unità non è presente o
affiora con limitati spessori (19 m in Val Parina). Il limite inferiore della
Formazione di Buchenstein è sempre con il calcare di Prezzo; quello
superiore, nel settore brembano, si realizza in modo transizionale con il
calcare di Esino, con il quale presenta anche rapporti di eteropia (facies di
transizione piattaforma-bacino, JADOUL et alii, 1992d). Sul versante N della
Cima di Menna (sezione di Baita dei Muffi) costituisce la porzione basale
poco affiorante della successione di calcari scuri, ben stratificati del calcare
di Perledo-Varenna.
Nel settore orientale (valle del torrente Ogna) l’unità raggiunge circa 50
m di spessore. Il limite superiore con la Formazione di Wengen è netto ed
evidenziato dalla comparsa di litareniti grigie e grigio scure, con clasti in
prevalenza di origine vulcanica e vulcanoclastica, in strati e banchi di
spessore sino a metrico.
La Formazione di Buchenstein presenta un’evidente transizione laterale
con le facies calcarenitico-ruditiche del calcare di Esino basale le quali, nel
settore centro-occidentale del foglio, tendono a sostituirlo completamente.
Nell’area del Foglio Clusone non sono stati rinvenuti fossili significativi
in questa unità. In aree limitrofe al settore orientale sono stati segnalati
ammonoidi: Protrachyceras curionii (Mojsisovic), Ptychites sp.,
Protrachyceras sp., Daonella sp. (ASSERETO & CASATI, 1965). L’unità
viene attribuita alla parte sommitale dell’Anisico e al Ladinico inferiore
(Fassanico) sulla base della sua posizione stratigrafica e soprattutto per le
correlazioni con le successioni fossilifere del Bresciano (BRACK & RIEBER,
1986, 1993). Le successioni ridotte della Valle Brembana rappresentano
59
verosimilmente solo la parte sommitale dell’Anisico e forse, in Val Parina
inferiore, anche la porzione basale del Ladinico.
Le scarse strutture sedimentologiche presenti nella Formazione di
Buchenstein, le microfacies e le relazioni stratigrafiche con il calcare di
Esino indicano processi deposizionali entro bacini intrapiattaforma aperti
delimitati dalla piattaforma carbonatica anisico sommitale - ladinica, con
significativi, ma localizzati, apporti vulcanoclastici provenienti
verosimilmente dai settori più meridionali ed occidentali del Sudalpino
lombardo. Le facies di transizione al calcare di Esino della Valle Brembana
rappresentano invece le facies di bacino prossimale - pendio della
piattaforma del calcare di Esino.
Età: Anisico superiore (Illirico p.p.) – Ladinico inferiore
1.2.9 - Formazione di Wengen (WEN)
Questa unità, descritta e denominata in Dolomiti, è costituita da
successioni in prevalenza arenacee e vulcanoclastiche di bacino del
Ladinico superiore ed è stata formalizzata in CITA et alii (2007b).
L’unità affiora unicamente nel settore orientale, lungo una fascia
continua che corre lungo il versante destro della valle del torrente Ogna,
nell’ambito dell’unità tettonica Timogno, ed in Val Sedornia. A causa dei
limitati affioramenti e per la copertura, non viene proposta, per il Foglio
Clusone, una sezione di riferimento.
La F. di Wengen è rappresentata, nella successione più potente e
completa, da una litozona basale costituita da prevalenti arenarie quarzosovulcanoclastiche, siltiti e tufiti grigio-scure/verdi, in strati e banchi planari
di spessore decimetrico, sono presenti granoclassazioni, bioturbazioni, rare
laminazioni parallele, clasti molli e chip argillosi neri. Alle arenarie si
intercalano calcari micritici grigio scuri. La litozona superiore si presenta
litologicamente più eterogenea, con calcari grigio scuri micritici ben
stratificati con laminazioni parallele, interstrati di marne argillose ed
alternanze pluridecimetriche di areniti fini, siltiti, argilliti nere e marne
siltose laminate; nella parte sommitale prevalgono le calcareniti grigio scure
e localmente le calciruditi (evoluzione coarsening upward). Localmente
sono presenti livelletti conglomeratici a supporto clastico, con elementi da
spigolosi a subarrotondati di dimensioni sino a 2-3 cm, costituiti da
materiale vulcanico (alta valle del torrente Ogna).
Le microfacies delle arenarie sono litareniti vulcanoclastiche con clasti
spigolosi di quarzo (mono e policristallino), feldspati e plagioclasi, associati
a biotite, muscovite e clorite come minerali accessori; la matrice è costituita
da minuti frammenti di vulcaniti alterate e da calcite diagenetica che
sostituisce parzialmente anche i granuli. Le microfacies carbonatiche sono
mudstone e wackestone, a volte bioturbati e con crinoidi, echinoidi, bioclasti
60
di lamellibranchi pelagici e packstone in prevalenza intraclastici con
extraclasti di quarzo.
L’unità nella valle del torrente Ogna presenta spessori variabili da 40-50
m verso occidente (Cima Ba) sino a oltre 100 m verso oriente (Spinelli). In
Val Sedornia lo spessore si aggira attorno ai 60-70 metri.
In valle del torrente Ogna il limite inferiore è con la Formazione di
Buchenstein, evidenziato dalla comparsa, al di sopra di calcari nodulari
scuri con selce e con spesse intercalazioni di pietra verde, di arenarie grigioscure/verdi stratificate. Il limite superiore è dato dalla progressiva
diminuzione della stratificazione nelle calcareniti grigio scure e dalla
comparsa di carbonati (calcareniti-ruditi) grigio-nocciola del calcare di
Esino. Tale limite è generalmente netto, soprattutto quando il contatto è tra
le arenarie e i carbonati alla base del calcare di Esino.
Nell’unità non sono stati trovati fossili significativi. La F. di Wengen
viene attribuita al Ladinico superiore in relazione alla sua posizione
stratigrafica soprastante la Formazione di Buchenstein.
L’ambiente deposizionale della F. di Wengen è un sistema bacinale
articolato, che si imposta alla sommità delle successioni bacinali anisico
sup. - ladiniche lombarde. Esso richiama quello dell’eteropico calcare di
Perledo-Varenna, dal quale si differenzia per la natura degli apporti
sedimentari, molto più ricchi in vulcaniti risedimentate e in peliti. Gli
apporti carbonatici tendono a prevalere, in genere, solo nella parte
sommitale della formazione e documentano l’inizio della progradazione
della piattaforma carbonatica (calcare di Esino).
Età: Ladinico superiore – Carnico inferiore?
1.2.10 - Calcare di Perledo-Varenna (CPV)
L’unità, proposta nel Gruppo delle Grigne da TRÜMPY (1930), è stata
successivamente studiata da PASQUARÈ & ROSSI (1969) e GAETANI et alii
(1992) che propongono anche l’istituzione di due membri: Calcare di
Varenna e Membro di Perledo. Nell’area del Foglio Clusone il calcare di
Perledo-Varenna, in passato cartografato come successione anisica (DESIO
& VENZO, 1954), è stato riconosciuto in JADOUL & ROSSI (1982) e JADOUL
et alii (1992d) e cartografato con l'attuale nome in JADOUL et alii (2000). Il
calcare di Perledo-Varenna presenta molte analogie di associazioni di
litofacies e aspetti sedimentologici con il Calcare di Meride della
Lombardia occidentale e con il Calcare di Pratotondo del settore occidentale
della valli di Scalve e di Lozio (ROSSETTI, 1967; BERRA, 2007)
Nel Foglio Clusone questa unità affiora esclusivamente in alta Valle
Brembana in corrispondenza del versante Nord della Cima di Menna, alla
testata del circo glaciale di Baita dei Muffi. L’unica sezione particolarmente
potente e rappresentativa della parte medio-superiore della formazione
affiora da Baita dei Muffi sino al crinale che collega il Passo del Menna con
61
il "Passo dell’Orso" a quote comprese tra 1600 e 1900 m Nel vallone
laterale a Baita dei Muffi, tra le quote 1230 e 1500 m affiora in modo
discontinuo la porzione inferiore di questa successione caratterizzata da
calcari micritici neri, fetidi, in strati di 10-15 cm, con frammenti di crinoidi,
interstrati calcareo marnosi bioturbati e, superiormente, anche intercalazioni
di calcareniti laminate e localmente granoclassate. La porzione mediana si
caratterizza per la comparsa nei calcari fini, parzialmente dolomitizzati, di
selce nera in noduli o liste. Sono in essa intercalate calcareniti intrabioclastiche ricche con dasycladacee, calcari marnosi, marne argillose
associate a tufiti di spessore sino a pluridecimetrico con laminazioni
parallele e granoclassazione e al tetto calcari dolomitici con piccoli
slumping e calcareniti fini laminate o bioturbate. Un orizzonte tufaceoargilloso, lenticolare, potente anche oltre 5 m con intercalazioni tufacee
arenaceo-siltose granoclassate, di colore grigio chiaro, ricco di pirite e
colore di alterazione localmente rugginoso è tipico della parte centrale del
calcare di Perledo-Varenna di Baita Muffi. La parte sommitale di questa
unità (litozona superiore, non distinta in carta) è costituita da prevalenti
calcareniti grigio scure, localmente con intercalazioni ruditiche
intraformazionali, supporto di matrice e geometrie spesso lenticolari (debris
flow). Ad esse si associano calciluti con selce stratoide, dolomie e calcari
dolomitici e marnosi in strati sottili (2-30 cm) e tufiti fini e grossolane (strati
lenticolari da 1 a 200 cm, alcuni contenenti lapilli accrezionari). In
prossimità del tetto della successione si intercala un orizzonte lenticolare
(spessore sino a 3 m) caratterizzato da intercalazioni pluridecimetriche di
litareniti vulcanoclastiche medio-grossolane ricche di frammenti vulcanici e
quarzo. La litozona superiore del calcare di Perledo-Varenna della sezione
stratigrafica di baita Muffi presenta spettacolari variazioni laterali delle
facies e dello spessore degli strati, in relazione ad un’evidente
interdigitazione con i calcari clinostratificati del soprastante e laterale
calcare di Esino del Passo del Menna. Questa associazione di facies ricorda
le arenarie vulcanoclastiche della F. di Wengen affiorante nei settori nordorientali della Valle Seriana. Le microfacies provenienti dalla sezione
stratigrafica di Baita dei Muffi evidenziano, nella parte inferiore e media del
calcare di Perledo-Varenna, prevalenti wackestone e packstone fini
microsparitici, con intraclasti, peloidi, bioturbazioni e bioclasti di
lamellibranchi pelagici, gasteropodi, crinoidi ed echinoidi. Nella litozona
superiore sono frequenti anche i floatstone e rudstone litoclastici con locali
addensamenti di lamellibranchi a guscio sottile, ostracodi, bioclasti di
dasycladacee (Diplopora annulata, D. cf. annulatissima) e frammenti di
Tubiphytes sp., bindstone microbialitici ed extraclasti di quarzo subangolosi.
Le facies tufitiche e vulcanoclastiche sono spesso caratterizzate da granuli
di quarzo con accrescimenti sintassiali, K-feldspato idiomorfo, raro
plagioclasio, sferuliti carbonatate, rara muscovite e zircone come minerale
62
accessorio. La composizione mineralogica permette di classificare queste
vulcanoclastiti nell’ambito delle rioliti (SCIUNNACH, com. pers.).
Lo spessore massimo rilevato nella sezione stratigrafica di Baita Muffi è
superiore a 300 m ma lateralmente questa unità si chiude rapidamente,
anche per la presenza di discontinuità tettoniche, che delimitano a Nord e
Sud la successione bacinale.
Il limite stratigrafico inferiore non è ben affiorante; esso viene posto in
corrispondenza della rapida transizione ai calcari grigio chiari o scuri,
massivi, con accumuli bioclastici (addensamenti a prevalenti lamellibranchi
del calcare di Esino (membro basale della “Lumachella di Ghegna”). Il
limite superiore con il calcare di Esino sommitale è rapido, ma lateralmente
evidenzia una marcata eteropia tra le due formazioni. Esso è evidenziato
dalla comparsa di calcareniti grigio-nocciola e calcari bioclastici in grossi
banchi clinostratificati (calcare di Esino) che si sfrangiano lateralmente nei
calcari stratificati del calcare di Perledo-Varenna. Le caratteristiche
geometriche di questo limite mostrano un’evidente eteropia tra le litofacies
di queste due unità.
Verso meridione, oriente ed occidente il calcare di Perledo-Varenna
passa rapidamente ai carbonati della piattaforma ladinica affiorante sui
versanti della Val Parina (JADOUL et alii, 1992d). È molto probabile che la
potente successione del calcare di Perledo-Varenna di Baita dei Muffi si
sviluppasse più a settentrione e si collegasse con gli affioramenti della
stessa formazione riconosciuti in alta Valle Brembana (M. Valgussera e
versante Nord del M. Pegherolo, Foglio 076 - Lecco).
Nella successione del calcare di Perledo-Varenna di Baita di Muffi non
sono strati rinvenuti fossili significativi; nella litozona centrale alcune
calcareniti sono particolarmente ricche in accumuli di dasycladacee
(Diplopora annulata, ? D. cf. annulatissima) e gasteropodi, mentre nelle
litozone media e superiore alcuni campioni per conodonti hanno fornito
un’associazione del Ladinico superiore (Budurovignatus mungoensis,
NICORA) (com. pers.). Il calcare di Perledo-Varenna, sulla base della sua
posizione stratigrafica al di sopra delle facies basali del calcare di Esino
(“Lumachella di Ghegna” attribuita all’Anisico sommitale o in prossimità
del limite Anisico-Ladinico, JADOUL et alii,1992d) viene attribuita al
Ladinico. In particolare le litozone medio-superiori sono datate Ladinico
superiore per il loro contenuto in conodonti (NICORA, com. pers.). Questa
datazione è in accordo con la datazione biostratigrafia di questa unità
nell’area delle Grigne (GAETANI et alii,1992).
L’ambiente deposizionale del calcare di Perledo-Varenna di Baita dei
Muffi è un ristretto solco intrapiattaforma che rappresenta un’insenatura
meridionale di un più articolato sistema di bacini intrapiattaforma sviluppati
in alta Valle Brembana e connessi verosimilmente con analoghi bacini
situati più a NW (GAETANI et alii,1992, JADOUL, 1994). I processi
63
sedimentari che caratterizzano questa unità sono in prevalenza connessi a
torbide e debris flow alimentati dai margini della coeva piattaforma
carbonatica ladinica, anche le tufiti-vulcanoclastiti intercalate sono
risedimentate.
Età: Ladinico superiore.
1.2.11 - Calcare di Esino
Questa nota ed estesa formazione è stata descritta per la prima volta con
il significato di unità litostratigrafica da HAUER (1858). Nelle Prealpi
Bergamasche occidentali VARISCO (1881) descrive questa unità con il nome
di “Dolomia di Esino-Lenna”. L’unità è stata istituita da ASSERETO &
CASATI (1965) in Val Camonica, ma non è mai stata proposta un’area ed
una sezione di riferimento. Studi più recenti sono stati effettuati da CASATI
& GNACCOLINI (1967), ASSERETO et alii (1977), JADOUL et alii (1992d) in
Valle Brembana e BALINI et alii (2000) e BERRA (2007) verso la Val
Camonica. L’unità presenta analogie litologiche e di età con la Dolomia
dello Sciliar del Sudalpino orientale.
Il calcare di Esino costituisce l’unità con gli affioramenti più estesi e
continui del Foglio Clusone; esso costituisce la maggior parte dei massicci
carbonatici settentrionali (M. Ortighera - Cima di Menna, Pizzo Arera - M.
Secco, M. Redondo - M. Vigna Vaga ed il fondovalle della valle dell'Ogna)
che attraversano in senso E-W la parte centro-settentrionale del foglio.
Le sezioni più potenti e complete (700-900 m di spessore) di questa
formazione sono presenti nel settore brembano (massiccio della Cima di
Menna - M. Ortighera) e sono state descritte sinteticamente da ASSERETO et
alii (1977); JADOUL et alii (1992d). Gli impervi versanti impostati su questa
unità e la copertura vegetale rendono queste sezioni stratigrafiche
pericolose, incomplete e poco percorribili.
Una sezione stratigrafica rappresentativa delle porzioni inferiore e media
del calcare di Esino si trova in Val Pizzadelle (Cima di Menna), con inizio
della sezione a 1730 m e fine in corrispondenza del crinale che sale alla
vetta (circa 2100 m). Le litofacies superiori stratificate tipiche della
piattaforma interna affiorano bene lungo la strada comunale che sale da
Zorzone al Cascinetto di Menna (da 1250 a 1390 m). Le associazioni di
litofacies massive più tipiche del pendio e del margine di piattaforma
affiorano nell’impluvio della Val Parina inferiore e sul suo versante
meridionale. Nel settore del Pizzo Arera - Monte Secco l’unità è preservata
parzialmente in diverse unità tettoniche sovrapposte.
Varie associazioni di facies carbonatiche di piattaforma sono state
descritte nel calcare di Esino della Valle Brembana da ASSERETO et alii
(1977), JADOUL et alii (1992d), alcune presentano significato solo
ambientale, altre anche stratigrafico. Per la cartografia geologica del Foglio
Clusone queste associazioni di litofacies sono state ridotte, per una più
64
agevole distinzione sul terreno, a due sole unità cartografiche che
identificano porzioni differenti della stessa piattaforma carbonatica:
ESIa: carbonati biocostruiti, brecce, calcareniti e calciruditi in
prevalenza massivi, contenenti organismi e strutture tipiche di piattaforma
marginale e di pendio;
ESIb: carbonati in strati e banchi, con strutture caratteristiche degli
ambienti della piattaforma interna.
Il calcare di Esino di piattaforma marginale - pendio (ESIa) presenta
colorazione grigio-chiara/nocciola passante a grigio scuro ed è caratterizzato
dalla presenza di calcari compatti, sovente bioclastici, localmente con
biocostruzioni (prevalenti croste microbialitiche e Tubiphytes, coralli ed
alghe) e/o intercalazioni calcarenitico-ruditiche, interessati da numerose
cavità dai contorni mammellonari e riempite da cementi calcitici e
microbialiti, sovente di colore grigio scuro, in croste isopache (evinosponge
medio-piccole e grandi; JADOUL & FRISIA, 1988; FRISIA et alii, 1989).
Localmente si associano e diventano prevalenti le calcareniti grossolane
granoclassate e laminate, intercalate a calciruditi intraclastiche e
bioclastiche spesso ricche in lamellibranchi e a brecce-megabrecce caotiche
amalgamate, con clasti intraformazionali di dimensione sino a metriche,
cementate e permeate da un esteso ed irregolare reticolato di cavità, fratture
tensionali subverticali con croste isopache del tipo evinosponge e locali
filoni sedimentari con cementi e anche localmente sedimenti interni
argillosi. Una particolare e peculiare associazione di queste litofacies
costituisce anche la porzione basale del calcare di Esino in alta Valle
Brembana (Membro della Lumachella di Ghegna, JADOUL et alii 1992d),
caratterizzata da calcari massivi, generalmente di colore grigio scuro, con
diffuse lenti e tasche bioclastiche ricche in lamellibranchi e brachiopodi o
con molti Tubiphytes. Anche le facies progradanti alla sommità della
successione di Baita dei Muffi (Passo del Menna) presentano facies
peculiari, caratterizzate dalla presenza di moltissimi bivalvi disarticolati di
dimensioni centimetriche, che in alcune delle clinoformi costituiscono il
sostegno del deposito. In queste litofacies sono praticamente assenti i
depositi di pendio più grossolani comuni invece nel settore della Val Parina
e della Val Sedornia - valle del torrente Ogna. Facies calciruditiche con
brecce di pendio sono presenti alla base del calcare di Esino dell’unità
strutturale che costituisce la Cima del Fop (versante meridionale della valle
del T. Acqualina): le brecce sono subito ricoperte da carbonati stratificati di
piattaforma interna che documentano la limitata profondità del bacino
antistante la piattaforma in questo settore del Foglio Clusone (Fig. 8).
65
Fig. 8 - Particolare delle facies basali della piattaforma del calcare di Esino nel settore
della valle del T. Acqualina (Passo del Re): al di sopra delle facies peritidali del Calcare di
Camorelli è documentata la trasgressione illirica del calcare di Prezzo (caratterizzato alla
base da facies bioclastiche riferibili al “Banco a Brachiopodi” Auct.). Si noti la parte
massiccia del calcare di Esino (circa 50 metri, ESIa) costituita da brecce di pendio
clinostratificate sulle quali progradano facies ben stratificate di piattaforma interna (ESIb).
Il calcare di Esino della piattaforma interna (ESIb) è costituito da calcari
grigio chiari fossiliferi con dasycladacee, oncoliti e dispersi gasteropodi e da
calcareniti bioclastiche grigio-chiare/nocciola in strati o in grossi banchi di
spessore sino a metrico. Alcuni orizzonti, in particolare alla base del calcare
di Esino della Valle Brembana (Lenna, Valle Pizzadelle) presentano
intercalazioni di calcari e calcari dolomitici peritidali con fenestrae,
stromatoliti, tasche con pisoliti, caliche e piccoli tepee. Nella parte superiore
66
dell’unità - soprattutto sulla Cima di Menna, sulla Cima di Grem e sul Pizzo
Arera - diventano prevalenti i calcari ciclotemici con accumuli di
dasycladacee intercalati con sottili orizzonti con stromatoliti e fenestrae. La
sommità del calcare di Esino in alcuni aree della Val Parina presenta tasche
con pisoliti, lenti di calcari grigio scuri, cementi in cavità stratoconcordanti
o in filoncelli sedimentari, piccoli tepee e tasche/filoncelli sedimentari con
brecciole cementate da croste isopache di calcite fibroso-radiale simile a
quella delle evinosponge e localmente con “raggioni” neri (M. Valbona Cascinetto di Menna). Localmente le tasche\filoni sedimentari sono riempiti
da sedimenti argillosi e calcareo-marnosi ocra (Val Parina inferiore, Valle
Seriana) provenienti da soprastanti paleosuoli a "terra rossa". Questa
particolare litofacies di transizione al calcare Rosso è connessa con
l’emersione regionale alla sommità del calcare di Esino ed è riconoscibile in
quasi tutto il Foglio Clusone (ASSERETO et alii,1977). Il calcare di Esino
localmente presenta una dolomitizzazione che interessa più frequentemente
i carbonati peritidali alla base della successione e i carbonati massivi
dell’Esino superiore della bassa Valparina - Camerata Cornello (Foglio 076
- Lecco) (litofacies di margine-pendio).
Lo studio microscopico di numerosi campioni di questa unità ha
evidenziato la presenza di differenziate associazioni di microfacies che
permettono di riconoscere pressoché tutti gli ambienti di una piattaforma
carbonatica.
Le microfacies della piattaforma marginale-pendio (ESIa) sono
caratterizzate da packstone, wackestone e rudstone intra- e bioclastici, con
abbondanti frammenti di Tubiphytes sp., lamine incrostanti microbialitiche e
subordinate spugne calcaree e coralli, a cui si associano boundstone
microbialitici, con Tubiphytes, e localmente patch reef con coralli e più
raramente spugne calcaree, ma sempre associati con incrostazioni
microbialitiche e Tubiphytes. In queste microfacies sono molto diffuse la
cavità interparticellari e di dissoluzione riempite da sedimenti interni
geopetali e molte generazioni di cementi calcarei (reef cement,
evinosponge). Nelle facies di margine-pendio di Camerata Cornello (Foglio
076 - Lecco) sono anche presenti nella parte superiore del calcare di Esino
sistemi di grandi cavità associate a un sistema subverticale di fratture
(“grandi evinosponge” di Jadoul & Frisia 1988) .
Le microfacies della piattaforma interna (ESIb) sono costituite da
prevalenti packstone con bioclasti (dasycladacee, gasteropodi,
lamellibranchi, Porostromata ed i seguenti foraminiferi bentonici
Trochammina sp., Endothyra sp., Ammobaculites sp., Erlandinita sp.,
Alpinophragmium perforatum, Diplotremina sp.), oncoidi, intraclasti,
peloidi, grapestone. Sono diffusi anche i grainstone a prevalenti
dasycladacee (Diplopora annulata, Teutloporella erculea, T. nodosa, T.
echinata). Le facies inter-sopratidali sono costituite da prevalenti
67
grainstone-packstone con intraclasti, dasycladacee e fenestrae associati a
laminazioni stromatolitiche planari.
Gli spessori del calcare di Esino sono variabili. Nel settore occidentale
del Foglio Clusone, caratterizzato da una successione medio-triassica
prevalentemente di piattaforma carbonatica, la potenza si mantiene tra 700 e
1000 m; nelle aree orientali, ad evoluzione più bacinale, dove sono presenti
le eteropiche unità di Buchenstein, Wengen e/o Perledo-Varenna, il calcare
di Esino presenta spessori compresi tra 400 e 500 m. In particolare le facies
di pendio (ESIa) raggiungono in bassa Val Parina il maggiore sviluppo e
spessore (circa 600 m) e costituiscono la maggior parte della successione
del calcare di Esino; le facies di piattaforma interna (ESIb) sono invece
molto potenti (oltre 700 m) in Valle Nossana - Cima di Grem.
Le due diverse facies distinte all’interno del calcare di Esino presentano
tra di loro passaggi graduali piuttosto rapidi, caratterizzati da un cambio
granulometrico (facies più grossolane e di alta energia presso i margini,
facies più fini nella piattaforma interna) e da un passaggio da aspetto
massiccio (ESIa) a stratificato (ESIb). Il calcare di Esino presenta un limite
stratigrafico inferiore con varie unità: C. di Angolo, calcare di Prezzo, F. di
Buchenstein e F. di Wengen; in tutti questi casi il limite, da netto a
transizionale, viene posto in corrispondenza della prevalenza delle facies
calcarenitiche e calciruditiche grigio-nocciola stratificate o massive che
caratterizzano la base di questa formazione. Il limite superiore con i
carbonati peritidali del calcare Rosso in genere è netto, evidenziato dalla
presenza di una discontinuità stratigrafica localmente evidenziata anche da
un livello a “terra rossa” e/o tasche con diverse tipologie di brecce,
localmente pedogenizzate, permeate da argille e con clasti carbonatici e
argillosi policromi. Nei casi in cui la discontinuità non è evidente (settore
orientale della valle del torrente Ogna) il limite viene posto in
corrispondenza della comparsa di calcari meglio stratificati. Si segnala che
il calcare di Esino poggia direttamente sul calcare di Prezzo, e talora sul
Calcare di Angolo, nel settore ad occidente della Valle Seriana, mentre
verso oriente sono più diffuse alla base le facies bacinali eteropiche della
Formazione di Wengen e della Formazione di Buchenstein.
I calcari di pendio e del margine (ESIa) presentano una più differenziata
e ricca associazione di fossili, a volte concentrati in tasche bioclastiche
costituite da lamellibranchi, brachiopodi, gasteropodi, ammonoidi, crinoidi.
In particolare la litofacies basale di questa unità affiorante in Val Secca di
Roncobello (Lumachella di Ghegna, JADOUL et alii 1992d) risulta molto
ricca in bivalvi, brachiopodi e rararamente in ammonoidi (TOMMASI, 1911,
1913). Nelle facies di retromargine del calcare di Esino della Val Parina
inferiore sono presenti tasche (JADOUL et alii, 1992d) con grandi
gasteropodi (prevalenti Trachynerites sp.), lamellibranchi (PATRINI, 1927),
ammonoidi e brachiopodi (TORTI & ANGIOLINI, 1997). Le associazioni ad
68
ammonoidi (FANTINI SESTINI, 1994) sono costituite in particolare da:
Norites dieneri, Epigymnites moelleri, E. paronae, E. frequens, Celtites sp.,
Argolites sp., Protrachyceras longobardicum, P. steinmanni, P. irregulare,
Eoprotrachyceras gervasuttii, Rossiceras orobicum, Chiesiceras
perticaense, Detoniceras raricostatum, Monophyllites wengenensis,
Aploceras sp.
L’età delle successioni più potenti del calcare di Esino comprende la
parte sommitale dell’Anisico e tutto il Ladinico. In particolare gli studi
stratigrafici e paleontologici condotti sulla successione della Valle
Brembana hanno documentato la presenza di biozone dell’Anisico
sommitale (zona a Nevadites), del Ladinico inferiore (zona a Curioni) e
della parte basale del superiore (zona ad Archelaus) (JADOUL et alii, 1992d;
FANTINI SESTINI, 1994). La parte stratigraficamente più alta di questa
piattaforma, spesso caratterizzata da cicli peritidali e troncata dalla
soprastante discontinuità stratigrafica al passaggio con il calcare Rosso,
dovrebbe presentare una età Ladinico sommitale – Carnico basale.
La potente e differenziata associazione di litofacies del calcare di Esino
documenta l’evoluzione areale e temporale di un articolato sistema
deposizionale di piattaforma carbonatica, comprensivo di numerosi
ambienti deposizionali, dai transizionali alle successioni di bacino (facies di
pendio) ai margini biocostruiti (reef) sino alla piattaforma interna (lagune
subtidali aperte, ristrette e piane tidali). In particolare la piattaforma anisico
sup.-ladinica del settore centro-occidentale del Foglio Clusone presenta un
prevalente sviluppo in direzione E-W, marginata a meridione da un bacino in parte supposto in quanto indicato dal prevalere di facies di pendio
associata alla piattaforma interna esistente verso Nord (JADOUL et alii,1992)
- con sedimentazione più vulcanoclastica (F. di Buchenstein e F. di
Wengen) rispetto ai bacini settentrionali con prevalenti carbonati (calcare di
Perledo-Varenna) e presenti anche in posizioni stratigrafiche più alte.
Età: Anisico sommitale – Carnico inferiore?
1.2.12 - Calcare Rosso (KLR)
L’unità è stata formalizzata da ASSERETO et alii (1977) come membro
sommitale del calcare di Esino ed è stata cartografata nella carta geologica
della Provincia di Bergamo (JADOUL et alii, 2000). Per le sue buone
caratteristiche litologiche e le inconfondibili forti variazioni cromatiche è
stata nel recente passato intensamente coltivata come pietra ornamentale
(“marmo arabescato orobico” coltivato in molte cave dislocate a monte di
Camerata Cornello; Foglio 076 – Lecco).
Gli affioramenti del calcare Rosso costituiscono una sottile e irregolare
fascia compresa tra il calcare di Esino e la Formazione di Breno presente
dalla Valle Brembana sino alla media Valle Seriana. Più ad oriente (valle
del torrente Ogna) questa unità non sembra essere presente. Le sezioni
69
stratigrafiche più rappresentative e potenti affiorano alla confluenza della
Val Parina con la Valle Brembana, in particolare la sezione della cava
Remuzzi (quota 920 m, ASSERETO et alii, 1977) può essere ritenuta la
sezione di riferimento di questa unità, un’altra sezione significativa affiora
sul fondovalle seriano presso Ardesio. In molti settori settentrionali e
orientali del Foglio Clusone questa unità presenta differenti associazioni di
litofacies carbonatiche, meno colorate, potenti, caratterizzate dalla presenza
di paleosuoli e brecce carbonatiche paleocarsiche, che sono state distinte
nella cartografia geologica dalla facies tipica (Fig. 9).
Fig. 9 - Facies differenti del calcare Rosso: a) facies tipica con tepee e paleosuoli (Cava
Remuzzi, bassa Val Parina); b) facies residuale, costituita da brecce calcaree in una matrice
rossastra (presso Baita di M. Leten, Valle Seriana).
Calcare Rosso in facies tipica con orizzonti a tepee: la facies tipica
affiora in alcune lenti, di cui la maggiore si trova in Val Parina inferiore,
mentre altre minori affiorano presso Ardesio, nell'area della valle del T.
Riso e nel sottosuolo delle miniere di Gorno (VACHÈ, 1966) e sul M.
Vaccaro; essa è costituita da calcari stratificati di colore da grigio chiaro a
grigio scuro con orizzonti rosati e rossovinati e con alcune intercalazioni di
spessore sino a pluridecimetrico di paleosuoli a "terra rossa". I livelli
carbonatici sono costituiti da originari calcari peritidali, interessati da
complesse e polifasiche esposizioni subaeree evidenziate dalla fratturazione
e inarcamento degli strati (tepee, ASSERETO & KENDALL, 1977; ASSERETO
et alii, 1977; MUTTI, 1992, 1994), dalle tasche a pisoliti e dalla presenza di
cavità strato-concordanti e filoni discordanti riempiti da numerose
generazioni di sedimenti interni laminati e cementi calcitici in croste
isopache o in aggregati fibroso-raggiati (“raggioni”, ASSERETO & FOLK,
1977, 1980). I sedimenti originari sono packstone e grainstone con
intraclasti, peloidi, bioclasti di gasteropodi, oncoidi, rare dasycladacee,
mudstone-wackestone a fenestrae e con ostracodi e rudstone a pisoliti. La
percentuale di cementi rispetto al sedimento originario è talora prevalente.
Localmente alcuni strati risultano dolomitizzati e sono presenti
intercalazioni argillose grigio-verdi (tufiti alterate?). Nel settore tra la Cima
70
di Menna ed il Monte Ortighera l’unità presenta una colorazione
tipicamente grigio-scura, mancando quasi completamente i termini rossastri.
Le microfacies dei livelli con tepee mostrano un’intensa impronta
diagenetica polifasica, con pronunciati e localmente distruttivi fenomeni di
ricristallizzazione ed una dominanza dei sedimenti interni associati a varie
generazioni di cementi calcitici di cavità e fratture sindiagenetiche.
Tasche di brecce carbonatiche, paleosuoli e vulcaniti (facies
residuale): la facies residuale e le brecce sostituiscono lateralmente quella
tipica fra Passo del Vindiolo e Passo Branchino (cima quotata 2057 m: M.
Vetro), al M. Vaccaregio e a Parre; essa è rappresentata da tasche di
spessore metrico di brecce calcaree con clasti poligenici subangolosi in
matrice marnoso-calcarea, argilloso-marnosa da rossovinata a grigio-ocra.
Nella zona di Zorzone le brecce carbonatiche costituiscono anche la
sommità della facies tipica. In Valle Seriana la facies residuale è costituita
da lenti di prevalente "terra rossa". Nel settore del Monte Alino, a monte di
Parre; è presente una facies particolare caratterizzata da brecce vulcaniche
(probabili ialoclastiti) di spessore fino a circa 20-30 metri.
In tutte le microfacies del calcare Rosso è diffuso il quarzo e, più
raramente, i feldspati autigeni.
Gli spessori massimi della facies tipica - circa 55 m - si riscontrano nella
ex cava Cadei; presso Camerata Cornello (Foglio 076 - Lecco); verso Nord
ed Est l'unità rapidamente si riduce di spessore (ASSERETO et alii, 1977). In
Valle Seriana la facies tipica del calcare Rosso non supera i 15-20 m di
spessore. Sul versante Nord della Val Parina, al M. Vaccaregio, M. Vetro,
Parre l'unità è sostituita da corpi lenticolari di spessore 2-6 m di brecce
carbonatiche con intercalazioni marnoso-argilloso-tufacee da grigio-ocracee
a rossovinate (facies residuale).
Il limite inferiore con il calcare di Esino è netto, evidenziato da una
discontinuità stratigrafica con presenza di un paleosuolo o tasche di brecce
carbonatiche, il limite superiore con la Formazione di Breno è anch’esso
netto, ubicato in corrispondenza delle ultime intercalazioni di argilliti verdi
e rosse e per comparsa di calcari grigio chiari, ben stratificati, con cicli
peritidali. Lateralmente la facies tipica di questa unità viene sostituita da
un’unica superficie di discontinuità con associate tasche di brecce e
paleosuoli a "terra rossa" (facies residuale), che nelle Prealpi Bergamasche
documenta un’emersione prolungata alla fine del Ladinico.
I fossili significativi in questa unità sono rari, in prevalenza
dasycladacee (Teutloporella echinata e Clypeina besici) e gasteropodi. L'età
del calcare Rosso, sulla base degli scarsi fossili rinvenuti (MUTTI, 1992) e
per la sua posizione stratigrafica, corrisponde al Ladinico sommitale.
La deposizione dell'unità è avvenuta in ambiente di piattaforma
carbonatica peritidale con periodiche e lunghe parentesi sopratidali,
71
delimitata - soprattutto verso oriente e settentrione - da aree carbonatiche
emerse.
Età: Ladinico sommitale?- Carnico inferiore?
1.2.13 - Formazione di Breno (BRE)
L’unità è stata istituita in bassa Valcamonica da ASSERETO & CASATI
(1965), formalizzata nel 1968 e ripresa da Del Frate et alii nel 2000 con la
sezione tipo presso Ossimo Inferiore. Nella Bergamasca centro-occidentale
è stata riconosciuta e descritta da ASSERETO et alii (1977) una facies di
calcari peritidali grigio chiari, estesa anche nel limitrofo Foglio 076 Lecco
(BRE). Nei lavori precedenti questa unità era considerata parte integrante
del calcare di Esino o del “Metallifero”, unità informale utilizzata nelle
ricerche giacimentologiche (VACHÈ, 1966; OMENETTO & VAILATI, 1977;
RODEGHIERO & VAILATI, 1978).
La Formazione di Breno (BRE) affiora estesamente in modo continuo al
tetto del calcare di Esino dalla Valle Brembana sino alla valle del T. Ogna.
La sezione più rappresentativa e studiata per il settore centro-occidentale si
trova in Valle Brembana a Nord di Dossena, presso la miniera di Paglio
Pignolino (ASSERETO et alii, 1977). Nel settore orientale una sezione di
riferimento è presso Ardesio (ex cava di pietra ornamentale in sinistra
idrografica presso il km 38 della S.P., a quota 600 m).
La Formazione di Breno è caratterizzata da una successione di calcari
grigio-chiari, in strati e banchi di spessore sino al metro, che costituiscono
ripide scarpate al tetto del calcare di Esino. Questi carbonati sono
organizzati in cicli peritidali regressivi di spessore decimetrico-metrico. Le
porzioni subtidali sono costituite da calcari grigio-chiari micritici e
bioclastici con dasycladacee, gasteropodi, oncoidi e bioturbazioni. Gli
intervalli inter-sopratidali presentano fenestrae, dolomitizzazioni selettive
precoci, laminazioni stromatolitiche planari e clasti intraformazionali piatti
al tetto dei ciclotemi. In Valle Brembana e presso Ardesio (ASSERETO et
alii, 1977) la porzione basale dell'unità presenta alcuni orizzonti con tepee
di colore grigio o grigio scuro. In Valle Brembana e Seriana, nei lavori
minerari del “distretto minerario piombo-zincifero di Gorno” sono stati
correlati alcuni livelli, di spessore sino a decimetrico, di argilliti tufacee
biancastre (ASSERETO et alii 1977; VACHÈ, 1966). In questi settori l'unità
risulta inoltre localmente interessata da mineralizzazioni strato-concordanti
a fluorite, sfalerite e galena (OMENETTO, 1966; ASSERETO et alii, 1977;
RODEGHIERO & VAILATI, 1978), localmente associate con croste e tasche di
brecce silicee (M. Vaccaregio - Pedrozio, ASSERETO et alii,1977). Ad Est
della Val Seriana, ai margini occidentali del Massiccio della Presolana, la
Formazione di Breno presenta caratteristiche stratigrafiche e facies simili a
quelle dell’area tipo (Foglio 078 - Breno) dove vengono distinti i Membri
dell’Annunciata (BRE1) e di Campolungo (BRE2). Nel Foglio Clusone il
72
BRE1 è costituito da calcari peritidali in grossi banchi ed è potente sino a
200 m; il BRE2, potente alcune decine di metri, affiora unicamente nella
Valle di Ave; è costituito da dolomie ben stratificate ed è interposto tra le
formazioni di Gorno e San Giovanni Bianco. Presso la cresta di Cima Blum
il Membro dell’Annunciata presenta rapporti di eteropia con la f .di Gorno.
Nella porzione subtidale dei cicli peritidali sono prevalenti i packstone e
wackestone intra-bioclastici con dasycladacee (Clypeina besici),
gasteropodi, oncoidi e foraminiferi bentonici (Trocholina procera,
Involutina sp., Glomospira sp.). La porzione intertidale si caratterizza per la
presenza di laminazioni micritico-peloidali (bindstone stromatolitici planari)
con diffuse cavità di contrazione e dissoluzione (fenestrae). Tutte le
microfacies contengono cristalli di quarzo autigeno, particolarmente
concentrato in prossimità delle mineralizzazioni. L’analisi delle tufiti
argillose di Paglio Pignolino ha evidenziato un elevato grado di alterazione
diagenetica con prevalenza di illite aperta.
Lo spessore massimo, circa 200 m, è raggiunto nel settore nord-orientale
(T. Ogna) ed in media Valle Brembana (100-140 m), ma si riduce a circa 50
metri verso Nord e lungo il versante destro della Valle Seriana.
Il limite inferiore è generalmente con il calcare Rosso, solo localmente
(valle del T. Ogna) con il calcare di Esino. Il limite superiore con il Calcare
Metallifero Bergamasco è in genere netto, evidenziato dalla comparsa di
calcari grigio-scuri e meglio stratificati. Le variazioni reciproche di spessore
tra la Formazione di Breno e il C. Metallifero Bergamasco suggeriscono una
loro parziale eteropia. La parte superiore della successione carnica di Cima
Blum (U. tettonica Timogno) presenta invece un’evidente eteropia con la
formazione di Gorno inferiore, simile alle relazioni stratigrafiche delle
facies carniche della Val Camonica (ASSERETO & CASATI, 1965;
GNACCOLINI & JADOUL, 1988, 1990).
I fossili più significativi sono costituiti da prevalenti alghe dasycladacee,
gasteropodi e piccoli lamellibranchi. In relazione al contenuto in alghe
dasycladacee (Clypeina besici) e alla sua posizione stratigrafica l’unità
viene attribuita al Carnico inferiore.
L'ambiente deposizionale della F. di Breno è una piattaforma
carbonatica interna, con ambienti lagunari e di piana tidale.
Nel settore orientale del Foglio (Ave) è presente, nella parte alta
dell’unità, un corpo dolomitico di spessore attorno ai 20-25 metri che tende
ad aumentare verso Est. Si tratta di dolomie giallastre in alterazione e grigie
su frattura fresca, con frequenti lamine stromatolitiche, fenestrae e piccole
geodi ricoperte da cristalli di dolomite. Questa unità è riferita al Membro di
Campolungo (BRE2, istituito da ASSERETO & CASATI (1965) in Val
Camonica, dove presenta il massimo spessore. Il Membro di Campolungo è
ricoperto con limite netto dall’Argillite di Lozio. L’unità si è deposta in
condizioni peritidali in un ambiente a forte evaporazione.
73
Età: Carnico inferiore.
1.2.14 - Argillite di Lozio (LOZ)
L’unità, introdotta da ROSSETTI (1967) e formalizzata da ASSERETO &
CASATI (1968), presenta la sua area tipo nel settore immediatamente a Sud
del Massiccio della Concarena (Foglio 056 - Malonno). Nel Foglio Clusone
l’Argillite di Lozio affiora nel settore orientale (Ave), dove è costituita da
argille e siltiti micacee estremamente povere in carbonato di calcio, con uno
spessore massimo attorno ai 10-15 m. Sono spesso presenti laminazioni
parallele e più raramente incrociate. Il limite inferiore dell’unità con il
Membro di Campolungo della Formazione di Breno, è netto. L’unità evolve
superiormente verso facies calcaree spesso bioclastiche della formazione di
S. Giovanni Bianco.
Nel settore studiato non sono stati osservati fossili. Sulla base della
posizione stratigrafica e delle datazioni disponibili nei settori limitrofi,
l’Argillite di Lozio viene considerata di età Carnico inferiore.
La posizione stratigrafica dell’Argillite di Lozio nel Foglio Clusone è più
giovane rispetto all’area tipo e si ritiene che ciò sia dovuto al graduale
colmamento del bacino di Lozio ed alla successiva distribuzione delle facies
argillose nei settori adiacenti dove si depositavano le facies carbonatiche di
mare basso della Formazione di Breno (BERRA & JADOUL, 2002). L’unità
registra un importante evento di input di materiale terrigeno fine nel settore
settentrionale del Bacino Lombardo, depostosi su fondali scarsamente
ossigenati (fenomeni di bioturbazione piuttosto rari). I settori di provenienza
del materiale argilloso erano probabilmente posizionati verso N (BERRA &
JADOUL, 2002).
Età: Carnico inferiore.
1.2.15 - Calcare Metallifero Bergamasco (CMB)
Quest’unità è stata introdotta da ASSERETO & CASATI (1965) in Val
Camonica e formalizzata in DELFRATI et alii (2000). Il termine minerario di
"Metallifero", utilizzato in passato negli studi giacimentologici, è più
estensivo in quanto comprende questa unità e la sottostante Formazione di
Breno (OMENETTO 1966; RODEGHIERO & VAILATI, 1978); un significato
simile è stato dato alla “Dolomia Metallifera” in DESIO & VENZO (1954).
Gli affioramenti di questa unità seguono la distribuzione della
sottostante F. di Breno dalla Valle Brembana sino alla valle del T. Ogna.
Nel settore brembano questa formazione è stata descritta in dettaglio da
ASSERETO et alii (1977). La sezione più rappresentativa si trova presso la
miniera di Paglio Pignolino (bassa Val Parina, quota 960 m) lungo la strada
privata che da Camerata Cornello (Foglio 076 - Lecco) sale alle cave. Una
sezione di riferimento per la Valle Seriana affiora in corrispondenza della
74
cava di pietra in località Campello, lungo la strada provinciale per Oneta
(quota 710 m).
Il Calcare Metallifero Bergamasco è costituito da calcari grigio-scuri
ben stratificati (10-40 cm) micritici e da calcareniti fini, localmente con
ooliti (Valle Brembana) organizzati localmente in cicli peritidali di spessore
decimetrico, con livelletti stromatolitici planari parzialmente dolomitizzati,
fenestrae e bioturbazioni particolarmente diffuse nelle facies subtidali. Nella
parte sommitale dell'unità sono più frequenti sottili intercalazioni marnose e
fenomeni di silicizzazione con liste di selce nera, soprattutto in
corrispondenza della media Valle Brembana. Nelle zone dove il Calcare
Metallifero Bergamasco risulta mineralizzato sono presenti tasche sino a
pluridecametriche spesso strato-concordanti riempite da sedimenti interni
carbonatici, silicei, calcite o dolomite spatiche, brecce di collasso e
mineralizzazioni a fluorite, barite, blenda, galena. Le strutture sono
considerate di origine paleocarsica (Paglio Pignolino, VaccareggioPedrozio, ASSERETO et alii, 1977).
Le microfacies più diffuse sono:
- packstone bio-intraclastici bioturbati, con peloidi, grapestone, grani
rivestiti, piccoli oncoidi. I bioclasti sono di lamellibranchi, gasteropodi,
dasycladacee, ostracodi e localmente echinodermi;
- mudstone-wackestone fenestrati;
- grainstone oolitici.
Gli spessori di questa unità in Valle Brembana variano da pochi metri a
circa 20 m; più a oriente (Valle del Riso – Val Seriana) la potenza media si
mantiene sui 50-60 m.
Il limite inferiore è con la F. di Breno, e si realizza con passaggio da
netto a transizionale ma rapido, da calcari grigio-scuri ben stratificati con
stromatoliti e localmente liste di selce nera. Superiormente l'unità passa
rapidamente a marne nere della “Lingua inferiore” della f. di Gorno (Valle
Brembana)(ASSERETO et alii, 1977) o ad arenarie e siltiti verdi dell'Arenaria
di Val Sabbia. In Valle Seriana il limite superiore è evidenziato dalla rapida
comparsa di calcari e calcari marnosi scuri bioturbati della f. di Gorno.
I fossili sono scarsi e limitati a dasycladacee (Clypeina besici), piccoli
gasteropodi, lamellibranchi e foraminiferi bentonici. Per la posizione
stratigrafica ed il contenuto in dasycladacee questa formazione è attribuita al
Carnico inferiore.
L'ambiente deposizionale del Calcare Metallifero Bergamasco. è una piana
tidale, prospiciente a lagune costiere (ASSERETO et alii, 1977; GARZANTI &
JADOUL, 1985).
Età: Carnico inferiore.
75
1.2.16 - Arenaria di Val Sabbia (SAB)
Questa formazione è stata istituita nel 1965 da ASSERETO & CASATI, in
DESIO & VENZO (1954) è cartografata come "Facies arenacea" del Carnico.
Questa formazione affiora estesamente nel settore occidentale tra
Camerata Cornello (Foglio 076 - Lecco) ed Oltre il Colle; più a oriente gli
affioramenti diventano discontinui e lenticolari, per la progressiva chiusura
dell’unità nell’eteropica formazione di Gorno. Le sezioni stratigrafiche più
rappresentative e studiate affiorano lungo il fondovalle della Valle
Brembana, lungo la strada statale dismessa a valle di Camerata Cornello
(Foglio 076 – Lecco; GNACCOLINI, 1983) e lungo la strada che da Dossena
sale a Valpiana (ASSERETO et alii,1977; GNACCOLINI, 1983).
L'unità è caratterizzata da siltiti ed arenarie grigio, verdi o rossovinate,
molto compatte e ben stratificate in banchi di spessore anche plurimetrico
(Valle Brembana) e con geometrie localmente lenticolari. Nel settore
occidentale dal basso verso l'alto si può distinguere una porzione basale di
colore grigio-verdastro, seguita da arenarie di colore rosso cupo ed infine un
secondo intervallo di arenarie verdi (GARZANTI, 1988). La successione è
organizzata in sequenze cicliche di tipo fining-upward di spessore
decametrico, con base spesso erosionale, irregolarmente ondulata. Alla base
di ciascun ciclo possono essere presenti conglomerati intraformazionali a
clasti pelitici rosso cupo o grigio-nerastri; seguono areniti con laminazioni
oblique a festoni e localmente laminazioni piano-parallele, passanti verso
l'alto a siltiti massive spesso contenenti noduli calcareo-cloritici di origine
pedogenetica (CASATI & PACE, 1968), cristalli di pirite (Camerata Cornello;
Foglio 076 - Lecco) ed intercalati livelli di areniti fini (GNACCOLINI, 1983,
1986).
Il rapporto tra litareniti e siltiti è molto variabile; complessivamente la
granulometria aumenta verso l'alto nella parte inferiore dell'unità
(GARZANTI, 1988). Nel sondaggio presso S. Gallo, a Nord di S. Pellegrino,
sono stati rinvenuti sottili intercalazioni di gessi nella parte inferiore
dell'unità (GARZANTI & JADOUL, 1985).
Nel settore orientale (settore di Gorno) l’unità è caratterizzata da
arenarie fini e siltiti in prevalenza grigio-verdi, intercalate con calcari
marnosi e siltosi, calcari arenacei e calcareniti bioclastiche (facies di
transizione alla f. di Gorno).
Lo studio petrografico ha evidenziato la prevalenza di litareniti
vulcaniche plagioclasiche con scarsissimo quarzo (Q7/F38/L55), arenarie
immature o submature (CASATI & PACE, 1968; GARZANTI, 1985 a, b;
GARZANTI & JADOUL, 1985) e da litareniti feldspatiche da fini a medie. Le
litoareniti presentano una moderata selezione, i granuli di quarzo si
presentano da subangolosi ad angolosi, più arrotondati risultano i litici
vulcanici; la matrice è in genere presente in proporzioni variabili (arenarie
76
immature o submature, GARZANTI, 1985a, b). Il chimismo dei litici
vulcanici è di tipo andesitico. Localmente sono abbondanti cristalli di pirite.
L’Arenaria di Val Sabbia raggiunge in media Valle Brembana uno
spessore massimo di circa 500 m (sondaggio S. Gallo, GARZANTI &
JADOUL, 1985); presso Camerata Cornello (Foglio 076 - Lecco) si riduce a
250-150 m e tende a chiudersi progressivamente verso Nord ed Est. Infatti
da Oltre il Colle verso la Valle del T. Riso lo spessore si riduce
progressivamente da 120 m a qualche decina di metri e tende ad azzerarsi
verso Ardesio in quanto totalmente sostituita dall’eteropica f. di Gorno.
In Valle Brembana l'unità poggia su marne argillose e calcari marnosi
neri della “Lingua inferiore” della f. di Gorno (ASSERETO et alii, 1977)
oppure direttamente sul Calcare Metallifero Bergamasco. Questo limite è
generalmente netto, posto in corrispondenza della comparsa di arenarie fini
e siltiti verdastre ben stratificate. Superiormente l'unità passa in modo più
graduale ed eterocrono ai calcari micritici, marnoso-siltosi grigio-scuri e
facies miste calcarenitico-arenacee della f. di Gorno. Negli affioramenti di
Oltre il Colle - valle del T. Riso, i limiti inferiore e superiore sono sempre
con i calcari e calcari marnosi della f. di Gorno, con cui presenta rapporti di
eteropia per le evidenti interdigitazioni tra le facies carbonatico-marnose e
quelle silicoclastiche.
L’Arenaria di Val Sabbia non contiene fossili; solo localmente nella
areniti verdi dei settori più settentrionali sono state rinvenute concrezioni
contenenti al nucleo piccoli lamellibranchi. Questa unità è attribuita al
Carnico, e in particolare al Cordevolico, sulla base dell'eteropia con la
porzione medio-inferiore della f. di Gorno.
L’Arenaria di Val Sabbia affiorante nel Foglio Clusone rappresenta la
porzione orientale di un esteso e potente cuneo clastico, con ambienti
prevalentemente fluviale e di piana alluvionale a meridione e deltiziomarino verso settentrione ed oriente, delimitato da lagune costiere a
sedimentazione carbonatico-pelitica della f. di Gorno (GNACCOLINI, 1983). I
sedimenti silicoclastici di questa formazione derivano prevalentemente dallo
smantellamento di effimeri e coevi edifici vulcanici posti a meridione (bassa
Valle Brembana, Lecchese, “Fascia Mobile Meridionale” di BRUSCA et alii,
1981, GARZANTI, 1985a, b) e possibilmente anche dalle sottostanti unità
vulcanoclastiche (F. di Wengen) (GARZANTI & JADOUL, 1985). Il chimismo
andesitico dei litici vulcanici, in particolare, porta ad ipotizzare una
deposizione entro un bacino di retroarco ensialico (GARZANTI, 1985b,
1986).
Età: Carnico inferiore.
1.2.17 - Formazione di Gorno (GOR)
La f. di Gorno è stata istituita da ASSERETO & CASATI (1965), in passato
questa unità è stata descritta come "Strati di Gorno e Dossena" e
77
cartografata come "Facies marnoso calcarea del Carnico medio" in DESIO &
VENZO (1954).
Affiora ampiamente sul versante sinistro della media Valle Brembana,
da Camera Cornello a Dossena, e con continuità si estende dall’alta Val
Parina - conca di Oltre il Colle alla valle del T. Riso, sino alla media Valle
Seriana (Ardesio - Villa d’Ogna). La sezione tipo è stata proposta da
ALLASINAZ (1968b) nella valle del Riso: questa sezione è attualmente poco
affiorante e priva dei limiti di tetto e di letto, per cui si propone la sezione
lungo la strada tra Dossena e Valpiana come nuova sezione di riferimento
(GNACCOLINI, 1986).
La f. di Gorno è costituita da una successione mista carbonatico-pelitica;
le litofacies prevalenti sono costituite da alternanze di calcari grigio-scuri
micritici, marnosi, marnoso-siltosi, calcarenitici, sovente ricchi in
lamellibranchi e bioturbazioni, e peliti e marne grigio-nerastre raramente
laminate. Gli strati hanno spessori pluridecimetrici, sono piano-paralleli,
raramente nodulari o con geometrie lenticolari. Areniti e calcareniti ibride,
con laminazioni parallele, ripple da onda e di corrente e bioturbazioni, sono
localmente intercalate nella parte inferiore presso S. Giovanni Bianco,
Dossena e in Val Vedra (GNACCOLINI, 1986) e al tetto dell'unità (Valle
Asnera inferiore). Nella successione di Dossena l'unità è caratterizzata da
una litozona mediana prevalentemente carbonatica, di spessore decametrico,
in strati e banchi amalgamati con dispersi noduli di selce nera (GNACCOLINI
& JADOUL, 1988). Nelle successioni alloctone più settentrionali (P.zo Arera,
crinale di Cima Blum) sono presenti alcune intercalazioni metriche di
calcari grigio-chiari di piattaforma carbonatica (F. di Breno). Nella valle del
T. Rino, la locale successione della f. di Gorno presenta anche intercalazioni
di argilliti verdi, calcari dolomitici grigi e dolomie marnose vacuolari di
colore ocraceo (litofacies simili a quelle della f. di S. Giovanni Bianco).
Nel settore occidentale (Camerata Cornello - Oltre il Colle) la facies
tipica della “Lingua inferiore” è costituita da black shale, marne e siltiti
grigio-scure laminate, con intercalazioni di calcari dolomitici marnosi
(ASSERETO & CASATI, 1965; ASSERETO et alii, 1977). Lo spessore di questa
facies è di 6-10m, ma raggiunge i 22 m nel sondaggio San Gallo (GARZANTI
& JADOUL, 1985). Lungo il versante Nord della Valle del Riso all’interno
della Formazione di Gorno sono presenti lenti di dolomie e carniole ocracee
e siltiti verdi, simili alle facies di sabkha della Formazione di San Giovanni
Bianco ma in una posizione strati graficamente più bassa.
Le microfacies carbonatiche più frequenti sono wackestone fossiliferi e
bioturbati e packstone a peloidi, bioclasti (prevalenti lamellibranchi) ed
intraclasti, localmente sono diffusi packstone con aulotortidi ricristallizzati
(litozona mediana calcarea di Dossena), oncoidi e con noduli di quarzo
calcedonioso; nettamente subordinati risultano i grainstone oolitico-
78
bioclastici, presenti essenzialmente nelle porzioni inferiore e media
dell'unità.
Lo spessore della f. di Gorno è estremamente variabile, anche a causa
delle eteropie presenti; varia da 70 a 140 m tra S. Giovanni Bianco e Lenna,
raggiunge valori medi di 140-180 m nel settore Dossena - Oltre il Colle e
supera i 250 m nella valle del Riso e presso Ardesio.
L'unità poggia in genere sul Calcare Metallifero Bergamasco nel settore
orientale, o sull’Arenaria di Val Sabbia nel settore occidentale. Il limite
inferiore con il C. Metallifero Bergamasco è generalmente netto, posto in
corrispondenza dalla comparsa di marne e/o calcari marnosi grigio scuri.
Nel settore meridionale (Valle Brembana) la f. di Gorno sovrasta l'Arenaria
di Val Sabbia ed il relativo limite è più graduale, evidenziato dal
progressivo incremento di calcareniti ibride e calcari marnoso-siltosi di
colore grigio scuro. Superiormente l’unità passa gradualmente alle arenarie
e peliti verdastre della f. di S. Giovanni Bianco. Nelle successioni alloctone
del settore nord-orientale (valle del T. Rino, Cima di Blum) l'unità è invece
limitata a tetto da una zona di transizione ai calcari chiari stratificati della
soprastante e, lateralmente (Cima di Campo: Foglio 078 - Breno) eteropica,
F. di Breno.
La f. di Gorno risulta eteropica con l’Arenaria di Val Sabbia (val
brembana) ed in parte con la F. di Breno nei settori più settentrionali ed
orientali.
La f. di Gorno è nota nella letteratura geologica sin dal secolo scorso per
l'abbondante contenuto faunistico. Nei livelli calcareo-marnosi sono infatti
frequenti le associazioni oligotipiche a lamellibranchi Myophoria
kefersteini, Myoconcha lombardica, Modiolus raiblianus, Amussium filosus,
Curionia curionii) e livelli con coproliti. Vari altri organismi tra cui
nautiloidi, rari ammonoidi (Trachyceras sp.), problematica (Hydrosclera
plumosa, GAETANI & FOIS, 1978) sono stati rinvenuti in questa unità. Nella
porzione sommitale dell’unità sono state rinvenuti resti vegetali nella zona
di Zambla (PAGANONI, com. pers.). L'associazione di facies della parte
inferiore della f. di Gorno evidenzia un ambiente deposizionale di ampia
laguna-baia a sedimentazione mista carbonatico-terrigena fine (ASSERETO &
CASATI, 1965; GNACCOLINI, 1986). I silicoclasti intercalati rappresentano le
porzioni distali del sistema fluvio-deltizio dell'Arenaria di Val Sabbia,
mentre i grainstone oolitici vengono interpretati come aree marginali della
laguna, più protette dagli apporti terrigeni (GNACCOLINI, 1986, 1988). Le
strutture sedimentarie presenti indicano ambienti relativamente poco
profondi soggetti a correnti trattive e localmente all'azione del moto ondoso,
con condizioni di buona ossigenazione al fondo (livelli bioturbati);
localmente potevano instaurarsi condizioni di circolazione ristretta,
testimoniate dallo sviluppo di faune oligotipiche. Verso settentrione ed
79
oriente la laguna faceva transizione alla piattaforma carbonatica tidale della
F. di Breno.
Età: sulla base delle faune a lamellibranchi e agli ammonoidi della
Presolana l'unità è stata attribuita al Carnico inferiore (Cordevolico e Julico,
ALLASINAZ, 1968a,b).
1.2.18 - Formazione di S. Giovanni Bianco (SGB)
L’unità è stata istituita da ASSERETO & CASATI (1965) con l’area tipo
proposta presso la località omonima; in DESIO & VENZO (1954) è stata
cartografata come "facies lagunare" del Carnico superiore.
L’unità affiora in modo discontinuo lungo il versante sinistro della
media Valle Brembana da San Giovanni Bianco sino alla valle del T. Riso,
alla base delle pareti rocciose della Dolomia Principale, le cui falde di
detrito ricoprono la maggior parte degli affioramenti. In Valle Seriana
affiora saltuariamente nella valle del T. Rino. Questa unità è priva di una
sezione di riferimento per la mancanza di una successione ben affiorante,
completa e non tettonizzata. Gli affioramenti più rappresentativi della
porzione inferiore arenaceo-siltosa sono presenti in Valle Brembana presso
S. Giovanni Bianco: lungo la vecchia sede ferroviaria e lungo la strada per
la Valle Taleggio (Foglio 076 - Lecco) in prossimità del cimitero. La
successione sommitale con evaporiti affiora nella cava di gesso di Dossena
(vallone che scende da Tribulina Streccia a circa 900 m di quota).
Affioramenti significativi sono anche presenti in Val Vedra e nella valle del
t. Rino.
La f. di S. Giovanni Bianco si caratterizza per l'eterogeneità dei litotipi
presenti. Sono riconoscibili due litofacies (ASSERETO et alii, 1977;
GARZANTI, 1985a; GARZANTI et alii, 1995), più evidenti nel settore
brembano e meno identificabili nel settore seriano: una è prevalentemente
arenaceo-siltoso e occupa una posizione stratigrafica inferiore, l’altra è
carbonatico-pelitica ed è tipica della parte alta dell’unità; nella parte
superiore della formazione vi sono anche locali lenti di evaporiti. Dal punto
di vista cartografico, dove possibile, sono stati distinte la litofacies inferiore
(SGBa), quella superiore (SGBb) ed i corpi di evaporitici (SGBc).
Localmente, ove questa suddivisione sia problematica o di difficile
applicazione, nell'unità non sono state distinte litofacies (San Giovanni
Bianco).
SGBa – litofacies prevalentemente arenacea: nei settori occidentali e più
meridionali prevalgono le arenarie medio-fini, siltiti, verdastre localmente
rossastre (F. Brembo presso il ponte per Dossena), in strati planari,
lenticolari, con laminazioni parallele ed oblique, ricche in clasti pelitici.
Nelle areniti verdi sono diffusi i noduli e cristalli di pirite e frustoli vegetali
(S. Giovanni B., Dossena), nelle peliti i noduli e le concrezioni diagenetiche
(septarie). La petrografia dei silicoclastici di questa litofacies ha evidenziato
80
la prevalenza di areniti vulcaniche plagioclasiche (Q13/F27/L60) e litareniti
vulcaniche (Q17/F17/ L65), con incremento del contenuto in quarzo rispetto
alle areniti dell'Arenaria di V. Sabbia (GARZANTI, 1985).
SGBb – litofacies carbonatico-pelitica: la maggior parte della
successione della F. di S. Giovanni Bianco del settore orientale e la
porzione superiore di quello occidentale sono caratterizzati da litofacies
miste, ben stratificate, pelitico-carbonatico-evaporitiche. I carbonati sono
rappresentati da dolomie grigie, talora con laminazioni stromatolitiche,
fenestrae, dolomie marnose, calcari dolomitici vacuolari, di colore brunogiallastro con intercalazioni sino a decimetriche di argilliti verdi (GARZANTI
et alii, 1995). Localmente sono presenti calcareniti bioclastiche (Valle
Seriana) costituite da packstone-rudstone a Crinoidi, Brachiopodi,
Foraminiferi (Aulotortidi), oncoidi e rari Coralli, Spugne, Idrozoi, alghe
rosse, (BERRA & JADOUL, 2002).
SGBc – la parte alta della F. di S. Giovanni Bianco è localmente
costituita da lenti di gesso ed anidridi di spessore pluridecametrico, di
colore bianco-grigio chiaro e caratterizzate da laminazioni parallele
millimetriche spesso deformate dalla tettonica. I gessi ed anidridi sono
associate a carniole e dolomie grigie di aspetto terroso. Nel settore di
Dossena (Valle Brembana) queste lenti affiorano estesamente e sono
oggetto di coltivazione.
Nella valle del T. Riso ed nella Valle di Ave alla base della formazione
di S. Giovanni Bianco è presente un orizzonte di spessore vario (in genere
pochi metri) di calcari fossiliferi e calcareniti bioclastiche grigio scure
associate con marne (JADOUL et alii, 1992a; GARZANTI et alii, 1995, BERRA
& JADOUL, 2002), non cartografato a causa dell’esiguo spessore.
Lo spessore della formazione risulta difficilmente valutabile a causa
delle deformazioni tettoniche alpine, i valori medi si mantengono attorno ai
120-160 m, mentre quelli massimi superano nel settore occidentale i 200 m
(GARZANTI et alii, 1995). In particolare il membro inferiore presenta
spessori massimi di 80 m presso S. Giovanni Bianco, il superiore presenta
spessori compresi tra 50 e 150 m (massimi nella Valle del T. Riso), le lenti
di gesso possono superare i 50 m nelle cave di Dossena.
L'unità poggia in genere sulla f. di Gorno. Nel settore brembano il limite
inferiore è caratterizzato dalla graduale comparsa di strati arenacei grigioverdi via via più frequenti entro le marne e i calcari neri dell'unità
sottostante; verso Est (Val del Riso) il limite è invece segnato dalla
comparsa di peliti verdine associate a dolomie calcaree grigio scure. Nel
settore del Cima di Menna l’unità poggia sulla Arenaria di Val Sabbia. In
questo settore il limite è di tipo transizionale ed è posto dove le arenarie
grigio-verdi iniziano a contenere livelli di dolomie ocra di spessore variabile
tra pochi e 30 cm. Solo nel settore nord-orientale (Unità tettonica Timogno)
l'unità poggia sulla Argillite di Lozio (BERRA & JADOUL, 2002), il limite è
81
qui segnato dalla comparsa di dolomie grigie farinose e dolomie grigio
scure, a cui fanno seguito alternanze di argilliti verdi e dolomie marnose
ocracee soprastanti argilliti e siltiti nere. Il limite stratigrafico superiore non
è generalmente preservato a causa di discontinuità tettoniche (la formazione
di S. Giovanni Bianco rappresenta uno dei principali livelli di scollamento
della successione mesozoica del bacino lombardo). Nei settori in cui gli
scollamenti avvengono a livello più basso nella formazione, il limite, di tipo
graduale, con la soprastante Formazione di Castro Sebino è evidenziato
dall’incremento delle carniole e dalla comparsa di brecce intraformazionali
calcareo-dolomitiche. I limiti stratigrafici verticali e laterali tra le
associazioni di litofacies cartografate di questa formazione sono in
prevalenza transizionali.
I fossili rinvenuti in questa unità sono generalmente scarsi
(lamellibranchi, gasteropodi, ostracodi) od assenti, ad eccezione del
sopracitato orizzonte di calcari fossiliferi con organismi di mare aperto
(crinoidi, brachiopodi, lamellibranchi, rari coralli, spugne, idrozoi) della
Valle Seriana e di sporadiche segnalazioni di Neomegalodon gornensis
Allasinaz e Neomegalodon triqueter (Wulfen) in Valle del Frucc (ASSERETO
& CASATI, 1965; ALLASINAZ, 1968a). Tali faune confermerebbero
l'attribuzione dell'unità al Carnico superiore (Tuvalico), compatibile con la
sua posizione stratigrafica.
Le caratteristiche sedimentologiche della f. di S. Giovanni Bianco
indicano una deposizione entro un'area costiera poco profonda, a
sedimentazione mista carbonatico-terrigena (sabkha) delimitata a meridione
da un apparato fluviale-deltizio (F. di S. Giovanni B. inferiore, settore
brembano) (GARZANTI et alii, 1995), con una evoluzione verticale
caratterizzata dalla progressiva diminuzione degli apporti terrigeni. Le
arenarie presenti nella porzione inferiore della formazione nel settore
brembano documentano una ripresa degli apporti silicoclastici da W e SW,
legata ad un abbassamento del livello di base dell'erosione che determina in
quest'area la progradazione del secondo sistema deposizionale fluvialedeltizio del Carnico lombardo. Dal punto di vista petrografico, le arenarie
della formazione di S. Giovanni Bianco indicano l’inizio dell’erosione
anche di porzioni di basamento cristallino (crosta continentale della “Fascia
Mobile Meridionale” di BRUSCA et alii, 1982, GARZANTI, 1985a, b), non
documentato nei depositi della sottostante Arenaria di Val Sabbia.
Età: Carnico superiore.
1.2.19 - Formazione di Castro Sebino (CSO)
Unità proposta da JADOUL et alii (1992a) con area tipo compresa tra il
lago d'Iseo e il Passo della Presolana, in passato considerata parte integrante
della Dolomia Principale e da alcuni autori denominata come "Brecce
Basali della Dolomia Principale" (POLLINI, 1958; ASSERETO & CASATI,
82
1965; JADOUL & ROSSI, 1982). L’unità è stata formalizzata nel fascicolo I
del Quaderno 7, serie III del SGN (DELFRATI et alii, 2000).
La F. di Castro Sebino affiora limitatamente ed in modo discontinuo alla
base della Dolomia Principale nell’alta Valle di Dossena-Corone e nel
settore di Lepreno-Val Serina, a monte di Clusone e, più estesamente, in alta
Valle Piana sino al crinale della Corna Lunga.
Nel Foglio Clusone è presente una delle sezioni di riferimento dell’unità,
affiorante in modo discontinuo lungo la strada che risale la Valle Piana (M.
Cornici, q. 1370); dove è esposta soprattutto la parte inferiore (Membro
inferiore, JADOUL et alii,1992).
Le litofacies sono costituite in prevalenza da brecce calcaree,
irregolarmente stratificate o in banchi massivi amalgamati, con clasti da
grigio nocciola a grigio scuri spigolosi mediamente centimetrici,
intraformazionali di calcari grigio chiari e scuri ricristallizzati, molto
compattati con numerose fratture tensionali primarie e tardo-diagenetiche.
Sono presenti locali intercalazioni di calcari grigio chiari e scuri in
prevalenza micritici e, alla base, orizzonti di carniole, banchi di brecce a
clasti calcarei, dolomitici, calcari dolomitici con qualche sottile
intercalazione marnosa (transizione alla F. di S. Giovanni B. e Membro
basale della F. di Castro Sebino, JADOUL et alii,1992). In questa successione
sono diffuse inoltre brecce tettoniche connesse alle deformazioni alpine che
hanno interessato preferenzialmente questa successione per la sua posizione
stratigrafica immediatamente al di sopra uno dei principali orizzonti di
scollamento tettonico delle Prealpi Lombarde (tetto della f. di S. Giovanni
Bianco).
L’analisi delle microfacies delle brecce ha evidenziato la prevalenza di
clasti microsparitici e pseudosparitici contenenti molte fratture tensionali di
varie generazioni e contatti intergranulari stilolitizzati. Alcuni clasti
contengono addensamenti di ostracodi e laminazioni microbialitiche o
algali. I carbonati più fini sono packstone e wackestone intraclastici e
microspariti argilloso-ferrifere.
Lo spessore dell'unità è di difficile valutazione a causa delle coperture e
delle deformazioni tettoniche; mediamente è quantificabile in 50-100 m
presso Corone (Serina) con massimi attorno ai 150 metri (Val Seriana).
Il limite inferiore è di difficile ubicazione, presso Corone si osserva un
graduale passaggio dalle facies evaporitiche e soprastanti carbonati grigi
stratificati (SGBc) a brecce carbonatiche intraformazionali grigio-nocciola
in banchi amalgamati localmente con intercalati calcari o calcari dolomitici.
Anche il limite superiore è raramente osservabile e di tipo transizionale,
posto in corrispondenza della comparsa di dolomie e calcari dolomitici
grigio scuri, ben stratificati (Membro basale della Dolomia Principale).
Localmente (Val Bolezza) al passaggio tra Formazione di Castro Sebino e
Membro Basale della Dolomia Principale sono presenti alcuni metri di
83
calcari scuri in strati parzialmente amalgamati di spessore medio attorno ai
20 cm.
In questa formazione sono stati riscontrati solamente rari ostracodi..
La ricostruzione paleoambientale della F. di Castro Sebino appare
problematica sia per le particolari litofacies e sia per l'intensa
tettonizzazione alpina subita da questa unità. JADOUL et alii (1992a), dopo
aver preso in considerazione varie ipotesi genetiche, propendono per un
ambiente marino transizionale, privo di apporti terrigeni, in un contesto
tettonicamente attivo di rifting e con possibili interferenze ad opera di
modificazioni diagenetiche precoci
e tardive (compresa la
dedolomitizzazione) iniziate nei sottostanti gessi-anidriti della f. di S.
Giovanni Bianco.
L'età dell'unità, unicamente sulla base della sua posizione stratigrafica, è
attribuita al Carnico superiore
1.2.20 - Dolomia Principale (DPR)
Questa storica formazione ha sempre mantenuto la denominazione
introdotta nel Sudalpino da LEPSIUS (1876) equivalente alla Hauptdolomit
della letteratura tedesca.
Gli affioramenti della Dolomia Principale caratterizzano il settore
meridionale del foglio e rappresentano la successione più potente ed estesa
che costituisce i gruppi montuosi del M. Zucco, M. Alben e Pizzo Formico.
La sezione stratigrafica più completa affiora sul versante E del M.
Alben, lungo il vallone da quota 1000 m sino al crinale di vetta. Una
sezione di riferimento per il Membro inferiore (DPR5) affiora presso la
confluenza del T. Riso con la Valle Seriana, una sezione per le facies
sommitali di transizione al Gruppo dell’Aralalta affiora sul crinale SW del
P.zo Formico. Gli spessori maggiori della Dolomia Principale, oltre 1100 m,
vengono raggiunti nella successione del M. Alben. Il membro inferiore
presenta spessori variabili da 100 a 250 m, quelli massimi si raggiungono in
Valle Seriana. Le associazioni di litofacies della piattaforma carbonatica
interna raggiungono i 500-700 sul versante N del P. Formico, quelli della
piattaforma marginale-pendio variano da 100 ad un massimo di 350 m
(Valle Seriana e versante E del M. Alben).
Il limite inferiore con la F. di Castro Sebino è raramente osservabile
(sondaggi geognostici dell’ANAS eseguiti presso S. Pellegrino Terme), esso
risulta transizionale, evidenziato dalla comparsa di dolomie scure, ben
stratificate, entro le brecce calcaree dell'unità sottostante. Il limite superiore
è transizionale con le Dolomie Zonate, evidenziato dalla comparsa di
calcareniti e calcisiltiti dolomitizzate grigio scure stratificate e netto con
l'Argillite di Riva di Solto (Cima di Cavlera, Bondo, Casinò di S. Pellegrino
Terme), localmente con hard ground fosfatici. La Dolomia Principale è
eteropica, nella sua parte superiore, con il Gruppo dell'Aralalta (JADOUL,
84
1986) che caratterizza le successioni dei solchi intrapiattaforma di S.
Pellegrino Terme e delle Vallli Seriana, Borlezza e Cavallina.
L’unità è dolomitizzata pervasivamente: le microfacies risultano spesso
ricristallizzate, ma la dolomitizzazione precoce preserva le strutture
primarie.
La Dolomia Principale, in base alla posizione stratigrafica e alle faune a
Lamellibranchi e Dasycladacee, è ritenuta di età Norico inferiore e medio
(JADOUL et alii, 1994); il suo membro basale potrebbe però essere attribuito
al Carnico superiore (presenza di Clypeina besici). L'ambiente
deposizionale della Dolomia Principale è una vasta piattaforma carbonatica,
dolomitizzata precocemente (FRISIA, 1991) con prevalenti facies lagunari e
di piana tidale nella porzione medio-inferiore. La parte superiore evidenzia
ambienti differenziati in connessione all'individuazione di solchi
intrapiattaforma e sviluppo di margini con peculiari biocostruzioni
(microbialiti, serpulidi) (BERRA & JADOUL, 1996; ZAMPARELLI et alii,
1999).
L’unità è stata cartografata distinguendo un membro e due associazioni
di litofacies principali (JADOUL, 1986; JADOUL et alii, 1992a, b) che
presentano spesso rapporti eteropici (Fig. 10): a) dolomie scure stratificate
basali , b) dolomie grigie in banchi spessi di piattaforma interna, c) brecce
dolomitiche massive di piattaforma marginale-pendio associate a dolomie
con biocostruzioni a serpulidi e microbialiti.
DPR5: corrisponde al “membro Basale della Dolomia Principale”
distinto in JADOUL & ROSSI (1982); è costituito da calcareniti fini e
calcisiltiti dolomitizzate di colore scuro generalmente ben stratificate,
laminate, con clasti pelitici, lenti di brecce intraformazionali e sottili
intercalazioni marnoso-dolomitiche. Localmente (a valle di Ponte Nossa)
sono intercalate dolomie con laminazioni microbialitiche, dolareniti con
dasycladacee, grandi megalodontidi e slumping. La deposizione di questa
litofacies è avvenuta in laguna poco profonda-rampa prossimale con
occasionale sedimentazione da trasporto in massa.
DPRb: raggruppa tutte le facies tipiche della Dolomia Principale
rappresentate da dolomie grigie, subtidali in banchi sino a metrici e dolomie
in spessi cicli peritidali shallowing upward, a prevalenti facies subtidali
(Fig. 10). La base dei cicli presenta localmente brecciole intraformazionali
mentre la sommità è caratterizzata da stromatoliti planari con fenestrae o da
livelli con grossi pisoidi-oncoidi di dimensioni sino a decimetriche e da
brecciole loferitiche con cavità e filoncelli con sedimenti interni nerii (M.
Alben). Negli intervalli subtidali sono frequenti gli accumuli di Alghe
Dasycladacee, Lamellibranchi (Isognomon exilis) e gasteropodi (Worthenia
sp.). Le microfacies subtidali sono costituite da packstone con intraclasti,
peloidi, oncoidi e bioclastici di dasycladacee (Heteroporella zankli,
Giroporella sp., Uragella cf. supratriassica, nella pozione basale, anche
85
Clypeina
besici),
Porostromata
(Cayuxia
sp.),
Problematica
(Thaumatoporella
parvovesiculifera),
lamellibranchi,
gasteropodi;
bindstone microbialitici e microspatizzati con dispersi ostracodi; piu
raramente grainstone totalmente ricristallizzati con fantasmi di ooidi,
intraclasti e bioclasti. Le microfacies intertidali sono costitute da prevalenti
packstone\bindstone ricristallizzati, con intraclasti e cavità di dissoluzione
(fenestrae). Le associazioni di macro e microfacies indicano un ambiente
piattaforma interna soggetta a correnti tidali e periodicamente con locali
emersioni.
Fig. 10 - Panorama del passaggio tra le facies più stratificate (DPRb, alla base) e le facies
massicce a brecce (DPRa) sul versante settentrionale del Massiccio dell’Alben.
86
DPRa: questa litofacies affiora in diversi settori della media Valle
Brembana (San Pellegrino Terme), della Val Serina, del Pizzo Formico e
del Monte Alben. Le litologie sono brecce-megabrecce massive, caotiche, di
spessore da metrico a plurimetrico con clasti eterometrici di Dolomia
Principale (dimensioni da pochi centimetri ad oltre mezzo metro. Le
microfacies dei clasti riflettono quelle delle unità di provenienza (Dolomia
Principale, sia in facies di piattaforma interna, sia in facies marginale e
Dolomie Zonate); la matrice delle brecce è generalmente costituita da
packstone grossolani o da wackestone fangosi. Le brecce sono associate nei
settori subtidali adiacenti alla piattaforma interna a patch reefs con serpulidi
e mound microbialitici a grandi oncoidi, laminazioni planari e ondulate
(JADOUL et alii, 1994; BERRA & JADOUL, 1996, ZAMPARELLI et alii, 1999),
associati a lenti bioclastiche (lamellibranchi, gasteropodi e dasycladacee).
Le microfacies sono costitute da packstone-rudstone litoclastici e
bioclastici, ricristallizzati; packstone-rudstone, boundstone con microbialiti,
colonie di serpulidi, alghe blu-verdi, Problematica, foraminiferi sessili e
sedimenti interni laminati.
La litofacies DPRa si è deposta nella zona di margine e pendio superiore,
di raccordo tra piattaforma interna e bacino. La parte prossimale è
caratterizzata dalle biocostruzioni a serpulidi, che compaiono come clasti
nelle facies di pendio più profonde.
La litofacies DPRa ha spessori molto variabili, compresi tra pochi metri
e 200-300 m.
Questa unità passa a facies di piattaforma interna della Dolomia
Principale con un limite che in genere è graduale. Dal punto di vista
paleontologico, i fossili presenti sono gli stessi osservabili nella Dolomia
Principale, dal cui smantellamento l’unità deriva. Sulla base della posizione
stratigrafica questa litofacies è riferita al Norico medio.
L’unità si è deposta a ridosso su pendio e scarpate in prevalenza legate
alla fase tettonica distensiva norica (JADOUL, 1986; JADOUL et alii, 1992b)
ed è alimentata dal franamento di materiale dai settori di alto (Dolomia
Principale), localmente in grado di coinvolgere anche depositi di pendio più
fini parzialmente litificati.
Età: Carnico superiore - Norico medio
1.2.21 - Gruppo dell’Aralalta
Istituito da JADOUL (1985) originariamente comprendeva Dolomie
Zonate, Calcare di Zorzino, “Brecce sommitali della Dolomia Principale” e
Membro di Artavaggio. In queste note viene limitato alle Dolomie Zonate
ed al Calcare di Zorzino, mentre le “Brecce sommitali della Dolomia
Principale” vengono ridefinite come litofacies all’interno della Dolomia
Principale.
87
1.2.21.1 - Dolomie Zonate (DZN)
L'unità comprende le facies carbonatiche noriche, ben stratificate e di
bacino intrapiattaforma eteropiche alla Dolomia Principale. L’unità è stata
introdotta da DESIO & VENZO, (1954) (Foglio 33 Bergamo a scala
1:100000) ed è stata istituita da JADOUL (1986), che ha distinto al suo
interno il “Membro delle Brecce Sommitali della Dolomia Principale".
In Valle Brembana le Dolomie Zonate affiorano estesamente nelle
successioni parautoctone ed alloctone di S. Pellegrino T., Spettino-M.
Zucco nella Valle Bracca e sul versante occidentale del M. Alben sino a
Selvino. Nel settore orientale l'unità affiora nel gruppo montuoso del Pizzo
Formico - M. Grione, in Val Gandino e in Val Rossa. Le sezioni
stratigrafiche più caratteristiche ed accessibili, anche se non complete,
affiorano lungo la strada che sale a Spettino e lungo la strada che collega
Aviatico con Costa Serina.
Le Dolomie Zonate sono costituite da alternanze di calcareniti-calcisiltiti
dolomitizzate grigio scure, in strati sino a pluridecimetrici piano-paralleli,
con clasti millimetrici chiari e scuri, con clasti pelitici (clay chip). Le facies
medio-grossolane possono presentare granoclassazione, laminazioni
parallele, oblique, ripple di corrente e superfici erosive (torbiditi). Sono
intercalate anche ritmiti grigio nerastre, di spessore centimetrico
caratterizzate da alternanze di laminazioni parallele chiare e scure (da cui il
nome dell'unità) in cui possono essere presenti intercalazioni, sino a 10 cm
di spessore, di marne dolomitiche scure finemente laminate e con ossidi di
Fe colore di alterazione bruno-rossastro. Nelle litofacies più fini sono
localmente presenti piccoli noduli e liste di selce nera, livelletti
parzialmente silicizzati e fratture-cavità geodiche (Selvino, Valle Bracca)
con cristalli di quarzo autigeno e, più raramente, di fluorite e celestina
(JADOUL et alii, 1992c).
Localmente sono presenti lenti di paraconglomerati a clasti derivati dal
pendio e da brecciole di Dolomia Principale.
Le microfacies delle dolareniti sono caratterizzate da prevalenti
packstone intraclastici a volte granoclassati, i processi di dolomitizzazione e
di ricristallizzazione sono pervasivi e, nella maggior parte dei casi,
distruggono i componenti e le strutture primarie. Le facies più fini sono
costituite da microspariti dolomitiche laminate e debolmente argillose. Le
microfacies delle brecce sono rudstone e floatstone con prevalenti clasti
semiconsolidati di origine intraformazionale e subordinati litoclasti
ricristallizzati e litificati provenienti principalmente dal margine della
Dolomia Principale.
Lo spessore delle Dolomie Zonate è estremamente variabile: nullo in
alcuni settori della Valle Brembana (S. Pellegrino Terme), aumenta
rapidamente verso Est raggiungendo oltre 150 m sul versante occidentale
88
del M. Alben. In Valle Seriana l’unità presenta spessori variabili da 50 ad
oltre 200 m (Valle Rossa, Valle Vertova).
Sono riferiti alle Dolomie Zonate corpi lentiformi di brecce di spessore
plurimetrico a clasti provenienti dalla Dolomia Principale che si
interdigitano con le facies più bacinali eteropiche alla Dolomia Principale
(DZNa). I corpi di brecce si intercalano talora con subordinate doloarenitidoloruditi fini di colore scuro generalmente in strati lenticolari. Questa
litofacies corrisponde alle Brecce di pendio e “Brecce Sommitali della
Dolomia Principale” (JADOUL, 1986). Superiormente e lateralmente l’unità
sfuma nelle facies tipiche delle Dolomie Zonate: il limite è posto dove le
facies stratificate scure iniziano a prevalere sulle brecce massicce. L’unità si
è deposta lungo il pendio di raccordo tra il margine di piattaforma-pendio
superiore e la piana bacinale. Lo spessore di questa facies può raggiungere
alcune decine di metri.
Inferiormente le Dolomie Zonate sono in contatto transizionale con la
Dolomia Principale, con la quale risultano eteropiche e localmente
intercalate (versante E del M. Alben, Valle Vertova). Questo limite viene
ubicato in corrispondenza della prevalenza delle dolomie grigie o grigio
scure stratificate sulle dolomie grigie della Dolomia Principale.
Superiormente e lateralmente l'unità passa, con limite transizionale, ai
calcari neri ben stratificati del soprastante ed eteropico Calcare di Zorzino e,
più raramente, è in contatto netto con l'Argillite di Riva di Solto (fondovalle
presso S. Pellegrino Terme).
Il contenuto paleontologico di questa unità. è scarso, rappresentato
essenzialmente da bioclasti (gasteropodi, lamellibranchi, dasycladacee)
rimaneggiati. Al Monte Alben sono stati segnalati resti di Saurichthys sp. e
denti di rettili (BINI et alii, 1991). Le Dolomie Zonate vengono datate al
Norico medio esclusivamente sulla base della loro posizione stratigrafica e
sulla datazione con palinomorfi dell’eteropico Calcare di Zorzino (JADOUL
et alii,1994).
Le associazioni di litofacies delle Dolomie Zonate sono interpretate
come prevalenti risedimentazioni di carbonati della piattaforma carbonatica
e del suo margine, ad opera di torbiditi carbonatiche e debris flow. Le
strutture, e le geometrie individuate testimoniano l'esistenza di blandi pendii
che raccordavano la piattaforma carbonatica della Dolomia Principale a
ristretti bacini intrapiattaforma con fondali prevalentemente anossici. I corpi
di brecce e megabrecce (DZNa), preferenzialmente distribuite sui margini
occidentali di solchi intrapiattaforma, documentano l’esistenza di margini
controllati dalla tettonica sinsedimentaria (semigraben), in un contesto
distensivo-transtensivo, nonché un’attività tettono-eustatica (JADOUL et alii,
1992).
Età: Norico medio
89
1.2.21.2 - Calcare di Zorzino (ZOR)
Il Calcare di Zorzino è stato istituito da CASATI (1964) e formalizzato
dallo stesso nel 1968 con l’area e la sezione tipo sul versante occidentale del
lago d’Iseo presso la località omonima. L’autore include nel C. di Zorzino
anche la successione di dolomie ben stratificate affioranti presso Selvino
(Membro di Selvino). Negli studi precedenti (Foglio Bergamo, DESIO &
VENZO, 1954) questa unità è stata cartografata come “calcari neri compatti
in strati sottili” o compresa nelle “Dolomie zonate”.
L’unità affiora estesamente e con continuità, sul versante sinistro della
Valle Seriana ed in Valle Borlezza, al di sopra delle Dolomie Zonate. Una
sezione rappresentativa, ma non completa della parte sommitale, affiora
lungo la strada comunale che da Barzizza sale alla Cresta del Farno.
Il C. di Zorzino è costituito in prevalenza da una successione monotona
di calcari micritici neri, fetidi, in strati piano-paralleli di spessore da
centimetrico a pluridecimetrico, con sottili intercalazioni di marne nere, più
diffuse nella parte superiore dove si associano anche ritmiti millimetricocentimetriche di calcari marnosi e calcilutiti nere lastroidi, ricchi in sostanza
organica e localmente fossiliferi. Nelle porzioni inferiori e nei settori dove
si osservano interdigitazioni con le Dolomie Zonate (Pizzo Formico) l’unità
presenta intercalazioni di calcareniti-calcisiltiti, sovente granoclassate,
laminate, con chip pelitici neri isorientati e rare lenti calciruditiche a
supporto di matrice, base erosiva e clasti centimetrici, in prevalenza
intraformazionali (debris flow). Queste litofacies sono spesso associate con
orizzonti che presentano piccoli slumping. Nel settore di Selvino sono
presenti minuti cristalli di feldspati autigeni (CASATI, 1964), quarzo
autigeno, piccole mineralizzazioni a fluorite e barite (JADOUL et alii, 1992c)
e rari noduli di selce nera.
Le microfacies più tipiche sono caratterizzate da mudstone e wackestone
microsparitici. Le ritmiti sono costituite da alternanze millimetriche di
mudstones argillosi e di packstone finissimi anche granoclassati. Le
litofacies più grossolane sono packstone fini e subordinati rudstone
intraclastici con rari bioclasti di lamellibranchi, crinoidi, echinoidi,
ostracodi e frammenti fosfatici di vertebrati. Le analisi chimiche di alcuni
campioni di questa unità hanno evidenziato un elevato contenuto in sostanza
organica (il TOC può raggiungere 0,1-0,2 %) ed elevate concentrazioni in
Sr e Ba.
Lo spessore del C. di Zorzino presenta variazioni significative: presso S.
Pellegrino T. ed in Valle Bracca gli spessori sono nulli o poche decine di
metri, sul versante sinistro della Valle Seriana ed in Valle Borlezza gli
spessori aumentano rapidamente sino a 400- 500 m; in Val Gandino
raggiungono probabilmente i 700-800 metri.
Il C. di Zorzino poggia sulle Dolomie Zonate, con le quali presenta
rapporti di eteropia, il limite è transizionale, caratterizzato dalla comparsa di
90
calcari scuri in prevalenza micritici e meglio stratificati rispetto alle dolomie
sottostanti. Solo nella zona fra Vertova e Fiorano l'unità è a diretto contatto
con la Dolomia Principale, qui si passa direttamente da dolomie grigie in
grossi banchi a calcari neri ben stratificati. Superiormente il Calcare di
Zorzino passa, con limite netto, ad argilliti nere contenenti rare e sottili
intercalazioni di calcari micritici (Argillite di Riva di Solto).
Il contenuto paleontologico è in genere scarso; nella parte inferiore
dell'unità, nei pressi di Clusone, è stata segnalata da CASATI (1964) una
fauna con Worthenia escheri (Stoppani), Worthenia cf. meriani (Stoppani),
Wortheniopsis budensis Kutassy, Isognomon exilis (Stoppani). La parte
sommitale della formazione risulta invece localmente riccamente fossilifera;
numerose località nelle valli Brembana (Endenna, Poscante) e Seriana
(Cene) hanno permesso di raccogliere e studiare una ricca, numerosa e
peculiare fauna a Pesci, Pesci volanti, Vertebrati, Crostacei e rari Coralli ed
Echinodermi (TINTORI, 1982, 1990, 1995; TINTORI et alii, 1985; PINNA,
1986; ZAMBELLI, 1986; WILD, 1989; STEFANI et alii, 1992). Sulla base della
biostratigrafia con palinomorfi (CIRILLI in JADOUL et alii, 1994) e per la sua
posizione stratigrafica il Calcare di Zorzino viene attribuito al Norico
medio. Il limite cronostratigrafico Norico medio-superiore, in Valle
Brembana, è stato ubicato in prossimità del tetto di questa formazione.
Le associazioni di lito-biofacies del C. di Zorzino documentano ambienti
deposizionali di bacino intrapiattaforma non molto profondi, ma subsidenti,
e con un elevato tasso di accumulo dei fanghi carbonatici esportati dalla
piattaforma della Dolomia Principale (torbiditi carbonatiche diluite). Le
locali lenti di brecce a supporto di matrice, le calcareniti granoclassate e gli
slumping caratterizzano i processi deposizionali (torbiditi, debris flow) nelle
aree più prossimali dei solchi intrapiattaforma Nelle facies fini le sottili
laminazioni, l’assenza di fauna bentonica (non rimaneggiata) e delle
bioturbazioni evidenziano la presenza di fondali in prevalenza anossici.
Età: Norico medio
1.2.22 - Argillite di Riva di Solto (ARS)
L’unità è stata istituita da GNACCOLINI (1965) e formalizzata dallo
stesso nel 1968 con area e sezione di riferimento sul versante occidentale
del Lago d’Iseo, in precedenza è stata cartografata come “scisti marnosi neri
con calcari marnosi” (DESIO & VENZO, 1954) e descritta come facies del
“Retico inferiore” o “facies sveva” (DESIO, 1929).
L’unità affiora presso S. Pellegrino T. e, più estesamente, nelle valli dei
T. Ambra e Ambriola, Vertova e sulle pendici del Cima di Cavlera. La
sezione più completa ed accessibile affiora lungo il fondovalle della Valle
Ambra a monte della Fonte Bracca; serie molto più condensate sono
osservabili sul versante destro della Valle Seriana (Pizzo Frol). L' Argillite
di Riva di Solto è stata distinta in due unità informali (JADOUL, 1986;
91
JADOUL et alii, 1994 ), non cartografate separatamente nel presente lavoro:
l’inferiore è prevalentemente argilloso-marnosa, la superiore è costituita da
alternanze argilliti-marne e calcilutiti nerastre.
La litozona inferiore è caratterizzata da argilliti e argilliti marnose nere,
molto compattate, fogliettate, organizzate in banchi planari di spessore
plurimetrico. Ad esse si intercalano orizzonti marnoso-calcarei, fetidi, a
volte con laminazioni parallele, deformate (slumping), ritmiti e patina
d'alterazione ocracea, in singoli strati decimetrici a superficie ondulata,
spesso lenticolari, per compattazione. La litozona inferiore è sviluppata solo
nelle aree di massimo spessore dell'unità, in corrispondenza dei depocentri
dei bacini di S. Pellegrino Terme, Valle Ambriola, Valle Vertova.
La litozona superiore è caratterizzata da una evidente ciclicità delle
litofacies (cicli in prevalenza asimmetrici di spessore sino a decametrico,
MASETTI et alii, 1989), evidenziata dalle intercalazioni di calcari marnosi e
micritici. Ciascun ciclo è caratterizzato da una porzione inferiore argilliticomarnosa; una porzione mediana a contenuto di carbonato crescente,
organizzata in strati decimetrici piano-paralleli e una superiore quasi
completamente costituita da calcilutiti ben stratificate (localmente con trend
thickening upward). La sommità dei cicli asimmetrici presenta spesso sottili
croste di ossidi di Fe mentre verso la base prevalgono lumachelle di
spessore sino a decimetrico con associazioni oligotipiche a piccoli bivalvi
addensati per rimaneggiamento (tempestiti, MASETTI et alii, 1989, JADOUL
et alii, 1994).
Le successioni di S. Pellegrino Terme della media Val Serina presentano
alla base alcuni orizzonti lenticolari con slumping che passano a brecce
intraformazionali. Presso S. Pellegrino Terme (Casinò) alla base di questa
unità affiora una lente di spessore plurimetrico di calcari neri con bioclasti
di dasycladacee, colonie di serpulidi con laminazioni microbialitiche
(Membro d'Artavaggio, JADOUL et alii, 1994). Nella successione della Valle
Ambra sono presenti piccole mineralizzazioni a barite entro fratture alpine
(JADOUL et alii, 1992c),
Le microfacies carbonatiche sono costituite da prevalenti mudstone
microsparitici e, più raramente nelle parti superiori dell'unità da
wackestone-packstone fini a peloidi, intraclasti e bioclasti di lamellibranchi
e rari echinodermi. Le argilliti presentano minuti clasti di quarzo e mica
bianca. Un sondaggio geognostico (ANAS) presso S. Pellegrino Terme ha
inoltre rivelato la presenza, nelle facies argillose basali di un hard ground
con pirite, fosfati, bioclasti fosfatizzati associati con quarzo, pseudomorfi
d’evaporiti e cristalli di barite e blenda. Le analisi sul contenuto organico di
quest’unità hanno evidenziato valori del TOC compresi tra 0,5 e 1,5%.
Lo spessore dell’Argillite di Riva di Solto è difficilmente valutabile a
causa delle frequenti deformazioni tettoniche, ma presenta consistenti
variazioni areali, gli spessori massimi, circa 320 m, si trovano nella sezione
92
di Fonte Bracca, in altri settori delle valli Brembana e Seriana gli spessori
variano da 80-100 m (N e W del Cima di Cavlera) ad oltre 200 m. Gli
spessori massimi della litozona argillosa basale raggiungono i 95 m (sezione
di Fonte Bracca) e localmente possono ridursi ad una decina di metri
(settore della Cima Cavlera)
In tutto il settore centro-occidentale il limite inferiore è sempre netto ed
evidenziato dalla comparsa di argilliti e argilliti marnose nere sopra le
Dolomie Zonate; solo in ristrette aree (Casinò di S. Pellegrino T. e
localmente su Cima di Cavlera si ha un contatto diretto con la Dolomia
Principale. In alcuni settori (S. Pellegrino T., P.zo Formico-P.zo di
Casnigo), al contatto stratigrafico sono presenti croste (hard ground) e/o
filoncelli con fosfato di calcio (JADOUL et alii, 1994). Superiormente l'unità
passa transizionalmente al Calcare di Zu, l’ubicazione di questo limite è di
difficile individuazione (la transizione può raggiungere 50 m) per la
presenza della copertura vegetale e per le associazioni di litofacies simili.
Dove è osservabile esso viene caratterizzato dalla comparsa di cicli con
carbonati prevalenti sulle marne-argillose e che contengono, localmente, un
più ricco contenuto fossilifero e/o sottili intercalazioni di calcareniti
finissime. Le facies sommitali dell’Argillite di Riva di Solto sono
verosimilmente eteropiche con la parte inferiore del Calcare di Zu.
Il contenuto faunistico dell'Argillite di Riva di Solto varia in funzione
del contenuto in carbonato. Gli intervalli argillosi di base si presentano in
genere sterili, ma in quelli della litozona superiore, sono presenti lumachelle
a piccoli lamellibranchi e alcuni strati fossiliferi con Lamellibranchi
endobionti nelle marne e forme epibionti nei carbonati (Miophoriopsis
isoscele (Stoppani), Corbula azzarolae (Stoppani), Laternula rhaetica
(Gumbel), Promathildia hemes (D'Orbigny), Rhaetavicula contorta
(Portlock), Modiolus ervensis (Stoppani). Livelli marnosi con coproliti
(Bactrillium sp.) sono noti sin dal secolo scorso. Queste specie sono state
descritte in vari lavori stratigrafici degli anni ‘50-‘60 (VECCHIA, 1950;
BELLONI, 1960; GNACCOLINI, 1965) e attribuite al Retico inferiore; più
recentemente studi sui vertebrati (WILD, 1989, TINTORI & RENESTO, com.
pers.) e la biostratigrafia a palinomorfi (CIRILLI in JADOUL et alii, 1994)
hanno attribuito questa unità al Norico superiore.
Il sistema deposizionale è rappresentato da solchi bacinali ereditati dal
Gruppo dell'Aralalta, ancora subsidenti, ma relativamente poco profondi,
con elevato tasso di sedimentazione e fondali in prevalenza anossici.
L'evoluzione stratigrafico-paleogeografica dell'Argillite di Riva di Solto
evidenzia un graduale passaggio ad ambienti di baia subtidale a
sedimentazione mista argilloso-carbonatica (facies di rampa distale). La
variabilità laterale dello spessore riflette la persistenza di zone d’alto
strutturale (JADOUL et alii, 1994).
93
La sedimentazione ciclica argille-marne-calcari potrebbe risentire delle
pulsazioni ad alta frequenza, correlabili a variazioni climatico-eustatiche
che avrebbero condizionato gli apporti terrigeni fini da terre emerse (cicli ad
alta frequenza di V e IV ordine sino al III ordine, MASETTI et alii, 1989;
BURCHELL et alii, 1990; JADOUL et alii, 1994).
Età: Norico superiore
1.2.23 - Calcare di Zu (ZUU)
Anche quest’unità è stata formalizzata da GNACCOLINI (1968), in
precedenza è stata cartografata nel Foglio 33 Bergamo a scala 1:100.000
come “calcari madreporici grigio-azzurri con coralli e intercalazioni di
marne” del Retico indistinto (SERVIZIO GEOLOGICO D’ITALIA, 1954).
Le sezioni stratigrafiche più complete di questa unità affiorano sul
versanti nord del M. Castello (Valle Sparta) e da Cornalta (q. 570 m) sino a
Miragolo (q. 1050 m). L’unità affiora estesamente sulla Cima di Cavlera, a
Bondo e presso Gazzaniga-Orezzo.
Questa formazione è stata suddivisa in tre (LAKEW, 1990; GALLI et alii,
2007) o quattro unità (JADOUL et alii, 1994); nella presente lavoro queste
unità di rango inferiore sono state accorpate e semplificate per la cartografia
geologica in due litozone cartografate separatamente: Calcare di Zu litozona inferiore (ZUUa) e Calcare di Zu - litozona superiore (ZUUb)
(rispettivamente corrispondenti a Zu1+Zu2 e Zu3+Zu4 di JADOUL et alii,
1994). Si precisa che lo Zu 4 è stato nel 2008 elevato a rango formazionale
da GALLI et alii, 2007 (Formazione Malanotte), tuttavia nel presente lavoro
di cartografia geologica questa formazione è rimasta accorpata con lo Zu
superiore a causa dello suo limitato spessore.
Litozona inferiore (ZUUa) – È costituita alla base da cicli asimmetrici
ad alta frequenza thickening upward e localmente coarsening upward
(spessi da 3 m a 10 m), costituiti da prevalenti calcari micritici grigio scuri,
raramente bioclastici e calcarenitici, calcari marnosi da grigi a nerastri, in
strati decimetrici piano-paralleli o in banchi plurimetrici costituiti da strati
amalgamati; alla base dei cicli vi sono intercalazioni, di spessore metrico, di
marne e calcari marnosi localmente fossiliferi e, più raramente, argilliti
marnose nerastre. La sommità della litozona inferiore è caratterizzata da un
orizzonte pluridecametrico prevalentemente carbonatico costituito da
intercalazioni di calcareniti grigie e grigio scure, bioclastiche, raramente
oolitiche, calcari fossiliferi (coralli, brachiopodi, lamellibranchi,
Megalodontiti, crinoidi) e piccole biocostruzioni a coralli (Zu2 o “Primo
Banco a Coralli”, LAKEW, 1990; JADOUL et alii, 1994) associate a
localmente dominanti calcilutiti spesso bioturbate.
Litozona superiore (ZUUb) – La litozona superiore presenta ancora
cicli asimmetrici costituiti da alternanze di marne grigio ocracee associate
superiormente con calcari marnosi e poi da prevalenti calcari micritici e
94
calcisiltiti, spesso con laminazioni parallele, ondulate, oblique a basso
angolo e con brecciole intraformazionali. La sommità dei cicli è sovente
evidenziata da una sottile crosta d’ossidi di Fe. Al M. Castello sono
intercalati alcuni orizzonti di calcari vacuolari e calcari marnosi ocracei di
possibile origine evaporitica. La sommità della litozona superiore ritorna
prevalentemente calcarea e molto fossilifera, caratterizzata da calcari
micritici (prevalenti a Cima di Cavlera) con intercalazioni calcarenitiche
grigie, oolitiche e/o bioclastiche con granoclassazioni, hummocky e
laminazioni oblique, associate a calcari con coralli, spugne calcaree, oncoidi
e Megalodonti (M. Castello) (“II Banco a Coralli”, litozona Zu3c di JADOUL
rii, 1994). In corrispondenza del limite con la formazione dell’Albenza sono
presenti (Cima di Cavlera, M. Castello) 15-25 m di calcilutiti grigio scure,
sottilmente stratificate e con rari noduletti di selce nera alla sommità e
localmente con slumping. Questa successione, di ambiente più bacinale
rispetto al sottostante Calcare di Zu, rappresenta la Formazione Malanotte di
GALLI et alii (2007) datata Hettangiano basale per la associazione di
palinomorfi, lamellibranchi e correlazioni chemostratigrafiche.
Le microfacies del Calcare di Zu sono molto differenziate: nella litozona
inferiore prevalgono mudstone-wackestone, sovente bioturbati con sparsi
bioclasti di lamellibranchi, echinodermi, crinoidi, ostracodi e peloidi. I
banchi a coralli (al tetto della litozona inferiore e superiore) sono costituiti
da packstone in prevalenza bioclastici con coralli, spugne calcaree,
porostromata, idrozoi e molti foraminiferi bentonici (Triasina hantkeni,
Auloconus sp. e vari generi d’Aulotortidi, LAKEW, 1990). Sono molto
frequenti anche gli oncoidi ed i grani micritizzati, rivestiti. Le
biocostruzioni di dimensioni metriche (patch reef e mound) sono costituite
da boundstone a prevalenti coralli e organismi incrostanti sessili e rudstone
bioclastici. Le facies fini sono wackestone e packstone con peloidi e
coproliti (Parafavreina sp.). Alla sommità dello Calcare di Zu superiore
sono diffusi anche grainstone oolitici ed oolitico-bioclastici frequentemente
micritizzati. I calcari della F. di Malanotte sono costitutiti da prevalenti
mudstone microsparitici più o meno bioturbate con piccoli bioclasti di
lamellibranchi, echinodermi e localmente spicole di spugne al tetto.
Lo spessore del C. di Zu nel Foglio Clusone tende a ridursi da W a E:
500 m al M. Castello, 350 m a Cima di Cavlera-Valle Vertova sino a circa
250 m al M. Poieto. A E della Valle Seriana lo spessore aumenta sino a 750
m in Valle Cavallina. Gli spessori delle due litozone cartografate del
Calcare di Zu sono rispettivamente di 300-200m, l’inferiore e 150-200 m, la
superiore.
L'unità passa inferiormente all'Argillite di Riva di Solto con limite
graduale posto dove i banchi carbonatici divengono potenti, più fossiliferi e
prevalgono sulle intercalazioni marnosi (GNACCOLINI, 1965).
95
Superiormente l'unità passa, con limite netto, a calcari micritici sottilmente
stratificati della F. Malanotte.
Le due litozone cartografate all’interno del C. di Zu (unitamente alla più
dettagliata suddivisione nei tre membri proposti da JADOUL et alii, 1994 e
rivisitati da GALLI et alii, 2007) presentano una distribuzione areale estesa a
tutte le Prealpi Bergamasche e non sembrano subire evidenti variazioni
laterali di facies nel Foglio Clusone.
Il Calcare di Zu è in genere molto fossilifero, in particolare le facies
carbonatiche medio-superiori e quelle marnose immediatamente sottostanti
presentano diversificate associazioni a Lamellibranchi [(Rhaetavicula
contorta (Portlock), Cardita austriaca Hauer, Chlamis aviculoides
(Stoppani), Protocardia rhaetica (Merian)], Brachiopodi (Rhaetina
gregaria (Suess) (VECCHIA, 1950, ALLASINAZ, 1962), Porostromata,
Problematica, Coralli coloniali e solitari (Thecosmilia sp., Retiophylla sp. e
Astreomorpha sp.; LAKEW, 1990, FANTINI, 1990), Spugne calcaree,
foraminiferi bentonici (LAKEW, 1990) e coproliti. Alla base dello Zu
inferiore (Valle Sparsa) è presente un orizzonte marnoso con grandi
lamellibranchi (Gervillia sp.). Sulla base del ricco contenuto macro e micro
paleontologico (recentemente anche conodonti, RIGO et alii, 2009) il
Calcare di Zu è stato attribuito al Retico. Le analisi biostratigrafiche con
palinomorfi (CIRILLI in JADOUL et alii, 1994) hanno ubicato il limite
Norico-Retico entro lo Zu Inferiore, poco al di sottodel primo orizzonte
carbonatico a Coralli. I recenti rinvenimenti di Conodonti (Misikella
posthernsteini Kozur and Mock, Misikella hernsteini (Mostler) and
Misikella n. sp. (RIGO et alii, 2008 in preparazione) in diversi orizzonti del
C. di Zu della Valle Imagna, ha permesso di attribuire interamente al Retico
tutta questa unità. Il limite Retico-Hettangiano è stato anch’esso
recentemente riposizionato in corrispondenza del limite C. di Zu-F.
Malanotte (CIRILLI et alii, 2000, GALLI et alii 2005, 2007).
L'associazione delle lito- e biofacies evidenzia un ambiente
deposizionale di profondità generalmente medio-bassa, a sedimentazione
mista carbonatica-marnosa, inquadrabile in un sistema deposizionale di
rampa carbonatica (LAKEW,1990; JADOUL et alii, 1994, GALLI et alii 2007)
caratterizzato dalla sedimentazione ciclica di facies da bassa ad alta energia
(ambienti di rampa da intermedia a prossimale I due episodi di
progradazione regionale (carbonati di rampa prossimale al tetto dello Zu
Inferiore e Superiore) sono stati interpretati come connessi a variazioni
relative del livello del mare e permettono di identificare all’interno del
Calcare di Zu due sequenze deposizionali (LAKEW,1990; JADOUL et alii,
1994; GAETANI et alii, 1996; GALLI et alii, 2007).
Età: Retico
96
1.2.24 - Formazione dell’Albenza (ALZ)
Questa caratteristica unità carbonatica, nota da tempo come Dolomia a
Conchodon (STOPPANI 1860; GNACCOLINI, 1964) è stata recentemente
rivisitata dal punto di vista stratigrafico-sedimentologico da JADOUL &
GALLI (2008) e formalizzata con il nome di formazione dell’Albenza e con
la sezione di riferimento sul monte omonimo (Foglio 076 -Lecco).
L’unità affiora limitatamente e in prossimità delle cime del M. Castello
di Miragolo, M. Cavlera e in Valle Vertova.
Le litofacies sono prevalentemente calcaree, localmente dolomitizzate,
di colore grigio-nocciola, in strati e banchi amalgamati. Alla base
prevalgono le calcareniti oolitiche con laminazioni oblique, in lenti con
superfici erosionali e con noduli di selce nocciola (M. Castello);
superiormente si alternano prevalenti calcari nocciola fini, localmente
laminati, con livelletti di brecciole intraformazionali e qualche
intercalazione di calcareniti fini. Nel F. Clusone le calcareniti oolitiche e gli
orizzonti dolomitizzati sono meno rappresentati rispetto alla successione più
tipica delle Prealpi Bergamasche (JADOUL et alii, 2000)
Le microfacies sono spesso interessate da pervasive ricristallizzazioni; i
calcari fini sono packstone intra-bioclastici con granuli micritizzati e raro
quarzo autigeno e da prevalenti packstone fini a peloidi, localmente laminati
e microsparitici. Le calcareniti sono grainstone oolitici con intraclasti,
oncoidi e bioclasti (lamellibranchi, microbialiti, gasteropodi, echinodermi,
brachiopodi, ostracodi, rare dasycladacee); i grani sono spesso rivesti,
micritizzati e localmente sostituiti da calcedonio.
Lo spessore è mediamente inferiore rispetto a quello delle sezioni di
riferimento: al M. Castello è stato valutato circa 80 m (POLLINI, 1955)
mentre al M. Cavlera (BERSEZIO et alii, 1997) supera i 40 m. In Valle
Vertova lo spessore si mantiene attorno a 80-90 m.
Il limite inferiore con la Formazione Malanotte (in questo lavoro
cartografata nella litozona superiore del Calcare di Zu) è netto, evidenziato
dalla comparsa di calcareniti oolitiche nocciola in banchi amalgamati. Il
limite superiore con il Calcare di Sedrina è pure netto, evidenziato dalla
comparsa di calcari grigi ben stratificati con sparsi noduli di selce e (Cima
di Cavlera) calcari con fossili silicizzati (corrisponde al “Grenbivalvenbank”
KRONEKER 1910).
I macrofossili sono estremamente rari, per lo più piccoli Lamellibranchi
(pectinidi). Questà unità in passato era attribuita al Retico superiore con la
sola parte sommitale datata Hettangiano basale (zona Angulata) sulla base
di faune presenti nel soprastante Calcare di Sedrina, (Zona a Liasicum)
(GAETANI, 1970; LOZAR, 1992; MCROBERTS, 1994). I più recenti studi
biostratigrafici con palinomorfi, e lamellibranchi (GALLI et alii, 2005,
MCROBERTS com personale) per individuare il limite T/G in Lombardia
97
hanno permesso di attribuire interamente quest’unità all’Hettangiano
inferiore.
L'ambiente deposizionale è un’estesa piattaforma carbonatica, in
prevalenza subtidale, caratterizzata da un'elevata produttività in ooliti,
fanghi pellettiferi e micrite.
Età: Hettangiano inferiore
1.2.25 - Calcare di Sedrina (SED)
Il Calcare di Sedrina è stato istituito da FRANCANI (1967), formalizzato
dallo stesso nel 1968, con area-tipo in Valle Brembana nella località
omonima. Nel Foglio Bergamo a scala 1:100000 (SERVIZIO GEOLOGICO
D’ITALIA, 1954) è cartografato come “facies calcaree fossilifere
dell’Hettangiano”.
Questa formazione affiora limitatamente in corrispondenza delle cime
dei monti Castello (Miragolo), Cavlera e Cedrina. La sezione più
rappresentativa affiora lungo la strada che sale il versante Est del M.
Cavlera da quota 1060 a q. 1100 m.
L’unità è costituita da calcari grigi e grigio-scuri in strati decimetrici con
superfici di strato leggermente ondulate per la presenza di sottili giunti
marnosi e stilolitici, prevalgono nettamente le calcilutiti con dispersi noduli
di selce. Alla base è presente (Cima di Cavlera) un livello fossilifero con
lamellibranchi silicizzati (prevalentemente ostreidi Grenzbivalvenbank di
KRONEKER, 1910) ed alla sommità intercalazioni di calcareniti (“Banco a
Brachiopodi”; RASSMUSS, 1912). Nel Foglio Clusone sembrano assenti le
calcareniti oolitiche con selci bianche e brachiopodi (FRANCANI, 1967;
GAETANI, 1970).
Le microfacies sono in prevalenza mudstone e wackestone localmente
bioturbati e con dispersi bioclasti di crinoidi, echinodermi, brachiopodi,
lamellibranchi e rare spicole di spugne. Subordinati sono i packstone fini
peloidali con piccole oncoliti e laminazioni microbialitiche.
Lo spessore massimo di questa unità, nella successione del M. Cavlera, è
stato stimato in 70-80 m, in Valle Vertova supera i 100 m, mentre sul M.
Castello affiora solo la parte basale dell’unità (circa 10 m).
Il limite inferiore con la f. dell’Albenza è abbastanza netto e viene
ubicato in corrispondenza della comparsa di calcari, meglio stratificati e di
colore grigio, che presentano sottili interstati marnosi e noduletti di selce
scura.
Nel Foglio Clusone quest’unità non è molto fossilifera ad eccezione
dell’orizzonte basale con bivalvi silicizzati (ostreidi, brachiopodi) e
serpulidi rivestiti da incrostazioni microbialitiche rinvenuto sul M. Cavlera.
Il Calcare di Sedrina, in base alla biostratigrafia ad ammoniti, brachiopodi
(GAETANI, 1970) e alla sua posizione stratigrafica è datato Hettangiano
medio - superiore.
98
L’ambiente deposizionale è uno shelf carbonatico subtidale - rampa
distale, con fondali al di sotto dell’azione delle onde e sedimentazione
fangosa micritico-peloidale derivante, verosimilmente, dalla piattaforma
carbonatica orientale della Corna (Lago d’Iseo). Questa unità rappresenta,
nelle Prealpi Lombarde centro-occidentali, l’episodio trasgressivo più
importante responsabile dell’annegamento della piattaforma hettangiana
inferiore.
Età: Hettangiano medio – superiore
1.2.26 - Calcare di Moltrasio (MOT)
L’unità mantiene il nome storico proposto da STOPPANI (1857) nel
settore Lariano (“Lombardische Kiesenkalk” di BERNOULLI, 1964), è
formalizzata nel fascicolo III del Quaderno 7, serie III del SGN, DELFRATI
et alii, 2002); presenta analogie con il Calcare di Gardone Valtrompia del
settore a Est del Lago d’Iseo e costituisce, con il Calcare di Domaro, il
Gruppo del Medolo. L’unità affiora unicamente sulle cime dei monti
Cedrina e Cavlera; l’unica sezione rappresentativa affiora lungo la strada
Orezzo - Aviatico. Le facies più caratteristiche sono calcari grigio scuri in
prevalenza micritici, sovente bioturbati in strati planari di spessore sino a
pluridecimetrico con intercalazioni centimetrico-decimetriche di marne e
calcari marnosi. Sono presenti grandi noduli di selce nera con caratteristica
silicizzazione progressiva, incompleta che procede dai bordi degli strati, e
qualche intercalazione calcarenitica fine con laminazioni parallele. Nella
parte basale (M. Cavlera) si intercalano orizzonti lenticolari, di spessore
sino a plurimetrico, di brecce caotiche sia intraformazionali che poligeniche
(MOTa, “Brecce Liassiche” di BERSEZIO et alii 1997). I clasti,
subarrotondati, sono in prevalenza di calcilutiti e calcari marnosi grigi e
grigio scuri intrabacinali e presentano un supporto di matrice (debris flows).
Questa litofacies che caratterizza la base delle successioni marginali gli alti
strutturali liassici del Bacino Lombardo ed è stata cartografata
separatamente dalle facies tipiche del Calcare di Moltrasio nonostante i suoi
limitati affioramenti.
Le microfacies sono costituite da mudstone bioturbati, wackestone e
packstone in prevalenza intraclastici localmente bioclastiche con molte
spicole di spugna, radiolari calcitizzati, echinidi, crinoidi. Le “Brecce
Liassiche” sono costituite da rudstone e floatstone con clasti di prevalenti
mudstone intraformazionali e litoclasti del sottostante Calcare di Sedrina.
Lo spessore è superiore a 150 m, (M. Cedrina), le “Brecce Liassiche”
raggiungono lo spessore massimo di 10-15 m (M. Cavlera).
Il limite inferiore con il Calcare di Sedrina nel Foglio Clusone è
generalmente transizionale ma rapido, è evidenziato dalla comparsa di
calcari e calcari marnosi grigio scuri con tipica patina di alterazione grigioocra. Il limite superiore con il C. di Domaro non affiora nel Foglio Clusone.
99
I limitati affioramenti di questa unità non presentano fossili significati. Il
Calcare di Moltrasio è attribuito al Sinemuriano-Pliensbachiano p.p. in base
alla biostratigrafia ad Ammoniti (GAETANI, 1975, con bibliografia).
Le associazioni di facies evidenziano un ambiente di pendio-bacino
caratterizzato da una sedimentazione mista calcareo-marnosa (torbiditi
carbonatiche diluite), la locale risedimentazione grossolana (“Brecce
Liassiche”) documenta i movimenti e gli accumuli gravitativi (debris flow)
sul pendio o al piede della scarpata tettonica che delimitava verso oriente il
paleoalto del M. Poieto - M. Rena. Nel complesso il Calcare di Moltrasio
segnala la fase di strutturazione principale del Bacino Lombardo durante il
Lias inferiore, nel corso della quale si individuano i contrapposti domini di
alto strutturale e di bacino, delimitati da faglie normali sinsedimentarie,
tettonicamente attive.
Età: Sinemuriano.
1.3 - FILONI PORFIRITICI E PICCOLI CORPI IPOABISSALI
1.3.1. - Filoni andesitici (fn)
Nel Foglio Clusone affiorano sottoforma di piccoli ammassi e
soprattutto filoni stratoconcordanti e discordanti, corpi ipoabissali definiti
generalmente in bibliografia con il termine di “porfiriti”. La loro presenza è
stata già segnalata alla fine del 1700, ma il loro significato genetico viene
discusso nella seconda metà dell’800 a partire da STOPPANI (1871) che li
considerava come effusioni di età retica. CACCIAMALI (1920) considera
questi corpi, già riconosciuti filoniani da FORNI (1888) e TARAMELLI
(1898), di età terziaria, come accettato anche da DE SITTER e DE SITTERKOOMANS (1949). DESIO (1954) ritorna all’età Mesozoica nel Foglio 33
Bergamo della carta Geologica a scala 1:100.000, mentre l’età terziaria
viene riproposta da MOTTANA (1966), DE MICHELE e ZEZZA (1973; 1978) e
BECCALUVA et alii (1983). Datazioni isotopiche ottenute da CASATI et alii
(1976) ripropongono una età mesozoica, mentre le datazioni numeriche più
recenti (ZANCHI et alii, 1990a; FANTONI et alii, 1999) li attribuiscono al
Terziario.
I corpi ipoabissali sono particolarmente diffusi nell’area sud-orientale
del Foglio Clusone, soprattutto nel settore della Val Gandino, dove è
riconoscibile anche un piccolo stock sul fondovalle della Val d’Agro e sul
versante meridionale del Pizzo Formico. Altri filoni sono presenti in
maniera sporadica più a Nord, in Valle del torrente Ogna ed in Val d’Ave.
Presso Premolo (Costa Belloro) è presente un corpo filoniano di spessore
plurimetrico che affiora estesamente grazie alle condizioni di giacitura.
Si tratta generalmente di corpi con struttura porfirica, caratterizzati da
fenocristalli sino a centimetrici di plagioclasio ed orneblenda, con più rara
biotite e localmente quarzo; tra i minerali accessori si rinviene apatite,
100
zircone, ilmenite, titanite, magnetite e pirite. In genere i filoni sono
intensamente alterati, con formazione di zeoliti, calcite, idrossidi di ferro,
clorite ed epidoto. La massa di fondo è in genere a grana molto minuta, cosa
che rende complessa una corretta e precisa analisi modale (DE MICHELE et
alii, 1983). Dal punto di vista litologico, le porfiriti affioranti nel Foglio
Clusone sono costituite da andesitii. Analisi sul chimismo di alcuni
affioramenti (Costa Belloro, Gandino, Fiorano al Serio, Leffe, Endine)
consentono di riferire le porfiriti ad una serie tholeiitica-calcalcalina; il
carattere calcalcalino di questi corpi è anche evidenziato dalla analisi delle
terre rare (DE MICHELE et alii, 1983). Confronti con analisi effettuate su
campioni provenienti da masse periferiche basiche e tonaliti del massiccio
dell’Adamello (DE MICHELE & ZEZZA, 1973; 1978) hanno evidenziato una
possibile correlazione, anche se le manifestazioni della bergamasca
presentano un tenore di K2O più basso, che potrebbe essere indice di una
relativa antecedenza genetica.
Molti dei filoni osservati si impostano lungo lineamenti tettonici
(sovrascorrimenti e faglie verticali) indicando una messa in posto successiva
ad una importante fase tettonica. Rapporti analoghi sono riportati da
ZANCHI et alii (1990a), che hanno datato un filone che attraversa un
sovrascorrimento nel settore della Presolana ottenendo età di 49.7± 1.3 e
55.2±1.4 Ma. Queste osservazioni portano a ritenere che la messa in posto
dei filoni sia successiva, o al massimo contemporanea, alla messa in posto
delle principali unità tettoniche delle prealpi bergamasche (fase Eoalpina) e
che probabilmente precede di pochi milioni di anni l’intrusione
dell’Adamello (discussione nel cap.V – Tettonica).
Età: Terziario
2. - SIGNIFICATO GEODINAMICO DELL’EVOLUZIONE
STRATIGRAFICA DELLA SUCCESSIONE SEDIMENTARIA (F.
BERRA, F. JADOUL)
L’evoluzione stratigrafica della successione affiorante nel Foglio
Clusone ha consentito di costruire una curva di subsidenza totale e tettonica
tra il Permiano inferiore ed il Lias inferiore attraverso un ideale transetto
orientato N-S lungo l’asse della Valle Brembana (Fig. 11). La curva
ottenuta non tiene conto delle variazioni eustatiche assolute in quanto di
difficile quantificazione. Anche la correlazione delle variazioni eustatiche
globali con quelle osservate nella serie affiorante nel Foglio Cusone è talora
problematica a causa della risoluzione biostratigrafia delle successioni
mesozoiche alpine, che non consente una correlazione sicura con la curva di
HAQ et alii, 1987 (MIALL & MIALL, 2001). La curva di subsidenza totale è
stata ottenuta decompattando la successione sedimentaria attribuendo valori
101
realistici ai parametri necessari per questa operazione, secondo il modello
proposto da ALLEN & ALLEN (1990). La curva di subsidenza tettonica è
stata ottenuta sottraendo l’effetto del carico dei sedimenti sulla subsidenza,
secondo il modello classico di questi autori. La curva ottenuta evidenzia una
netta separazione tra la storia del Permiano inferiore e quella successiva,
separate da una lunga lacuna che individua due differenti storie evolutive.
La successione del Permiano inferiore (Gruppo dei Laghi Gemelli) presenta
notevoli problemi di datazione legati alla scarsità di strumenti
paleontologici: utilizzando le età disponibili in letteratura si ricava una
curva con elevati tassi di subsidenza tettonica (la più elevata nell’intervallo
studiato) che ben si coniuga con le evidenze stratigrafiche di una tettonica
sindeposizionale distensiva o transtensiva.
Fig. 11 - Ricostruzione della curva di subsidenza totale (quadrati neri) e della subsidenza
tettonica (quadrati bianchi) per la successione affiorante nel Foglio Clusone nel settore della
Valle Brembana.
La successiva evoluzione iniziata con la deposizione del Verrucano
Lombardo evidenzia una storia caratterizzata da una subsidenza
generalmente costante, interrotta da un aumento di subsidenza coincidente
con l’annegamento dell’Anisico superiore (calcare di Prezzo): questo
aumento di subsidenza potrebbe in realtà essere apparente e dovuto ad una
risalita del livello del mare di qualche decina di metri (ipotizzando una
risalita eustatica di circa 80 metri l’evidenza di un aumento di subsidenza
tende a scomparire). La curva in generale è compatibile con l’evoluzione di
un margine passivo: sia i tassi di subsidenza (circa 40 m per Ma) che
l’andamento della curva sono compatibili con la subsidenza che doveva
svilupparsi all’interno del golfo della Tetide. La curva, pur con la modifica
delle facies sedimentarie e delle condizioni batimetriche, non presenta
quindi cambiamenti se non nella parte più recente, documentando come le
102
variazioni litologiche siano da imputare più a fattori ambientali (es.
climatici) che a effetti di cambiamenti del regime tettonico. Il significativo
sollevamento che si evidenzia nella parte più recente della curva non sembra
legato né a variazioni batimetriche (che, al contrario, indicano un passaggio
a situazioni più profonde dalla formazione dell’Albenza al Calcare di
Sedrina) né a variazioni eustatiche significative: questo sollevamento
tettonico potrebbe essere legato alle prime fasi di sviluppo del rifting
liassico che porterà all’apertura dell’Oceano Ligure-Piemontese. Tale rifting
è documentato dalla potente successione giurassica (in particolare dal
Gruppo del Medolo) e dall’aumento della batimetria: in questo quadro
geodinamico il sollevamento documentato durante l’Hettangiano potrebbe
essere interpretato come una evidenza del rigonfiamento crostale che nei
modelli di sviluppo di rifting precede la fase di fratturazione crostale ed il
successivo sviluppo di un bacino oceanico.
3. - SUCCESSIONI SEDIMENTARIE CONTINENTALI NEOGENICOQUATERNARIE
3.1 - CRITERI ADOTTATI (A. BINI, C. FERLIGA, D. CORBARI)
I depositi continentali neogenico-quaternari sono stati rilevati ex-novo
alla scala 1:10.000 o 1:5.000 (Bacini Serio e Oglio); in particolare essi sono
stati:
- caratterizzati dal punto di vista sedimentologico, stratigrafico, petrografico
e dell’alterazione
- gerarchizzati in Supersintemi/Sintemi, Gruppi/Formazioni e unità
informali, a seconda dei caratteri dei sedimenti di volta in volta cartografati
e delle problematiche affrontate
- suddivisi sulla base dei bacini di appartenenza, laddove tale distinzione
risulti significativa per la ricostruzione della storia geologica, oppure distinti
sulla base dei processi e delle dinamiche di formazione, indipendentemente
dal bacino di appartenenza.
3.1.1 – Unità distinte in base al bacino di appartenenza
Si tratta di corpi sedimentari la cui formazione è strettamente correlata ai
processi sedimentari avvenuti in un dato bacino idrografico e/o glaciale e
alla sua evoluzione, e che pertanto vengono discretizzati in unità proprio su
tale base. Per alcune di queste unità è stato possibile stabilire una continuità
fisica con altre presenti in bacini diversi e quindi sono state considerate
sinonime. Analogamente è avvenuto per unità che mostrano una sostanziale
concordanza di significato e definizioni, sebbene siano collocate in
differenti bacini e non abbiano continuità fisica tra di loro. In particolare,
103
relativamente al contesto alpino e prealpino lombardo, si sono operate le
seguenti distinzioni e/o accorpamenti:
a) Depositi LGM: si tratta dei depositi corrispondenti all’ultima grande
espansione glaciale (Last Glacial Maximum; LGM nel seguito del testo). In
anfiteatro e nell'ambito vallivo è sempre riconoscibile l'unità relativa allo
LGM che, per conservazione delle forme, geometria, alterazione e
posizione, si differenzia rispetto ai depositi legati alle precedenti fasi
glaciali. All’interno di ogni bacino principale glacializzato è stato istituito
un supersintema che racchiude i depositi legati allo LGM, a lor volta
suddivisi in:
- un sintema relativo ai sedimenti glaciali dell’asse vallivo principale e delle
valli a esso connesse;
- singoli sintemi relativi ai depositi glaciali delle valli laterali occupate da
ghiacciai non in continuità con il ghiacciaio vallivo principale.
Il supersintema indistinto viene utilizzato per la cartografia dei depositi
non riferibili con certezza a un dato sintema (es. nel sandur dell’asse vallivo
principale possono trovarsi miscelati i depositi fluvioglaciali di tutti i
sintemi).
b) Depositi pre-LGM degli anfiteatri: negli anfiteatri, come nelle aree a essi
assimilabili, e nella porzione bassa delle valli a ridosso degli anfiteatri, a
differenza di quanto avviene nelle valli, i depositi glacigenici corrispondenti
alle glaciazioni pre-LGM sono solitamente ben riconoscibili e
cartografabili; pertanto per i differenti bacini sono stati istituiti specifici
sintemi o supersintemi.
c) Depositi pre-LGM delle valli: nelle valli le distinzioni dei depositi preLGM operate negli anfiteatri non sono più possibili a causa di vari fattori,
tra cui la complessità dei processi sedimentari e erosivi e la conseguente
frammentarietà dei depositi. Per semplificare e risolvere i problemi di
cartografia di tali depositi, si è scelto di riunirli all’interno di un’unica unità:
il supersintema della Colma del Piano. Questo è stato cartografato come
"indistinto" laddove non erano presenti elementi sufficienti per tipicizzare
una particolare area.
Nell'ambito del supersintema sono state poi istituite unità informali a
limiti inconformi o litostratigrafiche per singoli lembi di depositi,
sufficientemente ampi da essere cartografati e significativi per la
ricostruzione della storia geologica locale. Tali unità testimoniano alcune
fasi degli eventi sedimentari avvenuti all’interno dell’arco temporale
abbracciato dal supersintema, ma allo stato attuale delle conoscenze e delle
metodiche di studio la mancanza di continuità geometrica fra questi corpi
non ne consente la correlazione. Si sottolinea come tali unità rappresentino
un singolo evento sedimentario valido a livello bacinale ma siano di
significato strettamente locale.
104
Dato che il supersintema della Colma del Piano comprende i depositi
glacigenici precedenti allo LGM presenti in tutte le valli glacializzate, esso
– considerato nel suo complesso - assume la valenza di una unità non
distinta in base al bacino di appartenenza, e come tale viene quindi
cartografata, anche se, all’interno di un dato bacino, singoli depositi locali
presentano connotazioni specifiche (es. contenuto petrografico,
alterazione…) tali da consentirne una precisa caratterizzazione e quindi la
ricostruzione di una stratigrafia relativa a scala locale.
3.1.2 - Unità non distinte in base al bacino di appartenenza
Sotto questa dicitura sono stati raggruppati tutti i depositi legati
prevalentemente alla dinamica di versante (es. falde detritiche, coltri
colluviali, frane etc...), la cui sedimentazione è avvenuta in tempi differenti
e in modo indifferenziato su tutto il territorio. La loro eventuale
suddivisione con criteri bacinali avrebbe comportato un inutile
appesantimento della carta senza peraltro aggiungere dati realmente
significativi, sia relativamente al quadro stratigrafico sia per la
comprensione dell’evoluzione del territorio. Tale raggruppamento
comprende (Fig. 12):
a) sintema del Po: racchiude tutti i depositi (indipendentemente dall’agente
deposizionale) formatisi posteriormente all’ultimo evento glaciale
pleistocenico; è diacrono su tutta la sua estensione e abbraccia un arco
temporale che va dalla parte terminale del Pleistocene superiore sino a tutto
l’Olocene.
b) supersintema della Colma del Piano, nel significato sopra specificato,
ovvero come unità comprendente tutti i depositi glacigenici anteriori
all’LGM entro tutte le valli.
c) alteriti: comprendono corpi geologici generati a spese del substrato
attraverso un'alterazione pedogenetica profonda - sia a causa di intensità e
durata dei processi, sia per predisposizione del parent material
all'alterazione - tale da cancellarne le originarie caratteristiche litologiche.
d) supersintemi, gruppi e singole unità litostratigrafiche definite per
caratterizzare e sintetizzare le dinamiche deposizionali legate ai versanti e
non riconducibili allo LGM o al sintema del Po:
- supersintema di Palazzago (non affiorante nel Foglio): comprende
principalmente depositi colluviali e di conoide legati agli eventi
sedimentari avvenuti in aree non glacializzate, sia nei settori più
meridionali delle Prealpi sia nelle fasce di raccordo tra il margine
prealpino e la pianura, a partire dalle prime glaciazioni del Pliocene
superiore sino allo LGM. Nel corso delle espansioni glaciali, in queste
aree i processi periglaciali e l'assenza di vegetazione sui versanti hanno
favorito la mobilizzazione della spessa coltre di alterazione ereditata dalla
prolungata pedogenesi di tipo subtropicale del Terziario (fasi di
105
resistasia). Si sono così originate generazioni di depositi colluviali non
differenziabili, in quanto alimentati dalla stessa sorgente alteritica, e privi
di espressione morfologica propria. Infatti i depositi di ogni singolo
evento sedimentario, ognuno dei quali legato a un singolo periodo di
resistasia, essendo costituiti da materiali già alterati al momento della
mobilizzazione e ulteriormente alterati dopo la deposizione, sono
indistinguibili l'uno dall'altro. Da ultimo l'urbanizzazione ha portato alla
distruzione o al totale rimaneggiamento di molti limiti morfologici che
spesso rappresentano l’unico elemento di correlazione tra ambiti
fisiografici contigui.
- gruppo di Prato Grande: comprende depositi di versante, macereti e
depositi di frana non cementati, alterati dopo la sedimentazione, e
localizzati all’interno delle valli.
- gruppo di Valle dei Tetti e gruppo del Culmine: comprendono depositi di
versante cementati presenti diffusamente in tutta la catena alpina, e
suddivisi inizialmente in unità informali o formali riunite in gruppi
ciascuno esteso a un singolo bacino. Dato che si tratta di unità di identico
significato, si è deciso di semplificare la stratigrafia istituendo due gruppi
ubiquitari, estesi ciascuno a tutti i bacini idrografici lombardi, e
localmente suddivisi in unità informali.
Il gruppo di Valle dei Tetti comprende depositi di versante cementati
concordanti con il versante sia a monte sia a valle.
Il gruppo del Culmine comprende depositi di versante cementati
concordanti con il versante a monte, ma non a valle o lateralmente, dove
sono troncati da superfici di erosione (scarpate o pareti).
- singole unità litostratigrafiche: depositi cementati antichi, completamente
isolati dall'erosione e/o alterati e spesso carsificati, non rientrando nelle
definizioni precedenti sono stati cartografati come unità litostratigrafiche
di significato locale.
L’utilizzo di questo approccio ha consentito sia la classificazione sia la
ricostruzione della cronologia relativa, dell’evoluzione e della
paleogeografia delle successioni sedimentarie esaminate. Inoltre,
relativamente ai depositi glaciali, tale impostazione ha reso possibile il
superamento del "modello alpino classico" delle quattro glaciazioni
introdotto da PENCK & BRÜCKNER (1909): essa infatti permette di
cartografare "corpi sedimentari sia sulla base delle caratteristiche
deposizionali, sia sulla base della caratteristica del profilo di alterazione",
secondo un approccio in cui "l’oggetto della cartografia non è più il clima,
ma sono corpi geologici, caratterizzati da precise evidenze oggettive, che
devono essere trattati in modo analogo ai corpi geologici dei periodi
precedenti" (BINI et alii,1999).
106
singole unità
litostratigrafiche
supersintema
di Palazzago
alteriti
gruppo di
Prato Grande
gruppo di
Valle dei Tetti
gruppo del
Culmine
sintema
del Po
sintema del Po
Fig. 12 – Unità non distinte in base al bacino di appartenenza: schema dei rapporti stratigrafici dei
depositi di versante al raccordo versanti-pianura e in media valle.
Nella cartografia dei depositi continentali neogenico-quaternari sono
state adottate sia unità a limiti inconformi (UBSU) sia unità
litostratigrafiche, come prescritto in SERVIZIO GEOLOGICO NAZIONALE
(1992, e successive circolari integrative):
- UBSU: sono state usate tutte le volte che i corpi geologici presentavano
superfici limite caratteristiche, riconoscibili e tracciabili, con
caratteristiche interne insignificanti al fine della caratterizzazione
dell'unità. Dato l'alto numero di superfici di erosione presenti nei depositi
del Quaternario continentale, è necessario che la superficie limite del
corpo corrisponda al limite di un ciclo sedimentario e abbia delle
caratteristiche tali da distinguerla da tutte le altre, a esempio la presenza
di un suolo intero o troncato, ossia di un determinato tipo di alterazione,
che sia però oggettivamente identificabile sul terreno (profondità del
fronte di decarbonatazione, percentuale di clasti alterati a seconda della
petrografia, colore della matrice, copertura di loess, contenuto in argilla
della matrice, orizzonti calcici...).
Si ritiene opportuno precisare, tuttavia, che le UBSU non corrispondono
in pieno alle caratteristiche delle unità del Quaternario continentale.
Infatti le discontinuità che delimitano superiormente e inferiormente tali
unità:
-non corrispondono necessariamente a unconformity;
-non sono quasi mai entrambe identificabili, ma sono più
frequentemente solo tracciabili per interpolazione;
-solo raramente hanno estensione regionale, come invece è previsto
"preferibilmente" per le UBSU.
Si sottolinea che i corpi geologici così cartografati rispondono
comunque alle stesse caratteristiche di quelli indicati come “allounità” nella
cartografia geologica alla scala 1:10.000 realizzata da Regione Lombardia,
fatto salvo per le differenze connesse alla diversa scala di rappresentazione.
107
- unità litostratigrafiche: sono state usate quando non sono identificabili
superfici limite caratteristiche, ma i corpi geologici sono riconoscibili per
le caratteristiche interne, quali a esempio la cementazione, la completa
alterazione del corpo geologico o la composizione petrografica dei clasti
che lo costituiscono.
Nel testo, facendo riferimento alla tipologia delle unità sopra citate, si
useranno alcuni termini di cui è opportuno spiegare il significato:
- indistinto/a: unità (di qualsiasi rango) non suddivisa in sottounità rispetto
al tempo o ai rapporti stratigrafici (es. supersintema non suddiviso in
sintemi);
- indifferenziato/a: unità (di qualsiasi rango) non suddivisa al suo interno
sulla base delle facies in essa presenti.
Va infine precisato che nella descrizione delle unità il dato relativo al
loro spessore, in assenza di sondaggi geognostici specifici e sistematici, è
solamente indicativo. Le unità a limiti inconformi infatti non mantengono
uno spessore costante, ma questo risulta variabile da punto a punto in modo
molto spesso irregolare, controllato da molteplici fattori difficilmente
valutabili.
3.2 - UNITÀ NON DISTINTE IN BASE AL BACINO DI APPARTENENZA (C. Ferliga,
S. Rossi)
3.2.1 – Alteriti (b6)
DEFINIZIONE - Diamicton a supporto di matrice con sparsi clasti alterati,
colore variabile.
SINONIMI - Unità non cartografata in precedenza
SUPERFICIE LIMITE E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Limite inferiore
graduale, transizionale con il parent material. Superficie limite superiore
coincidente con la superficie topografica.
Sviluppate a spese di un substrato del quale non è più riconoscibile
l'originaria natura, sia esso costituito da litotipi mesozoici che da depositi
continentali neogenico-quaternari.
LITOLOGIA - Diamicton massivo a supporto di matrice argilloso-limosa
con sparsi clasti residuali ad alterazione variabile. Clasti completamente
diversi da quelli del substrato sottostante (alteriti su depositi neogenicoquaternari), oppure clasti provenienti dal substrato stesso (alteriti su unità
mesozoiche)
AREA DI AFFIORAMENTO - Sono state cartografate esclusivamente le
aree in cui la presenza di alteriti su substrato mesozoico conservate fosse
significativa per delimitare l'estensione massima delle lingue glaciali, in
particolare sul versante sinistro della Valle del Riso.
108
Significative coltri di alteriti che interessano sia la Dolomia Principale sia
depositi di versante neogenico-quaternari sono inoltre presenti lungo il
versante settentrionale del Pizzo Formico, a monte di località Bosgarina.
ETÀ - Terziario-Pleistocene
3.2.2 - Gruppo del Culmine (CU)
DEFINIZIONE – Conglomerati e diamicton massivi o rozzamente
clinostratificati con clasti spigolosi, mal selezionati, locali; da ottimamente
cementati a litificati (depositi di versante). Piastroni clinostratificati sospesi
rispetto al fondovalle attuale.
SINONIMI – Unità di nuova istituzione.
SUPERFICI LIMITE E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Superficie limite
superiore erosionale, su cui poggiano depositi glaciali e di versante di unità
più recenti, oppure coincidente con la superficie topografica attuale; in
alcune unità, caratterizzata da marcata alterazione.
Superficie limite inferiore discordante su unità permomesozoiche o di
erosione su depositi fluviali, fluvioglaciali, glaciali e di versante cementati
neogenico-quaternari.
LITOLOGIA – Conglomerati e diamictiti a clasti spigolosi alimentati dai
versanti soprastanti, da ottimamente cementati a litificati (depositi di
versante). Comprende unità locali non coeve, distinte in base alla posizione
stratigrafica e/o alle geometrie (tabb. 1, 2).
MORFOLOGIA E PALEOGEOGRAFIA – Elementi distintivi sono la
presenza di continuità morfologica col versante di alimentazione, nonché la
netta troncatura erosionale verso valle. I singoli corpi costituiscono quindi
ammassi o piastroni clinostratificati non in equilibrio con la topografia
attuale, e sospesi rispetto al fondovalle sino a parecchie centinaia di m.
ETÀ – I depositi riuniti nel gruppo del Culmine non presentano elementi per
poter essere datati se non in maniera relativa. La loro messa in posto si
estende nell’arco dell’intero Pliocene e Pleistocene.
3.2.3 - Supersintema della Colma del Piano (CM)
DEFINIZIONE – Diamicton e diamictiti a ciottoli e blocchi (depositi
glaciali). Conglomerati, ghiaie, sabbie stratificate (depositi alluvionali).
Limi e argille laminate (depositi lacustri). Superficie limite superiore
erosiva, polifasica e poligenica; profilo di alterazione sviluppato, di spessore
variabile.
SINONIMI – Depositi glaciali e conglomerati interglaciali anteriori
all’ultima avanzata glaciale, indicati dagli Autori precedenti come
“preWürmiani”) e lembi di conglomerati interglaciali, in genere non
segnalati da tali Autori (BINI, 1987); Complesso del Monte Trevasco
(FERLIGA & CORBARI, 2000).
109
LITOLOGIA, LIMITI E RAPPORTI STRATIGRAFICI, MORFOLOGIA –
L’unità raduna un’estrema varietà di litosomi, spesso organizzati in singole
successioni coerenti a scala locale, ma non cartografabili separatamente alla
scala della carta; si rimanda quindi per il dettaglio alla tab. 3 per il bacino
del Brembo e alla tab. 4 (a, b - fuori testo) per i bacini Serio e dell’Oglio
(Val Borlezza).
ETÀ – Il supersintema raduna corpi di età molto varia, per i quali non
esistono attualmente elementi di datazione se non relativa; l’aggradazione
dei depositi è quindi da collocarsi entro un intervallo di tempo esteso dal
Pliocene superiore a tutto il Pleistocene.
3.2.4 - Gruppo di Prato Grande (GR)
DEFINIZIONE - Diamicton massivi con clasti spigolosi; ammassi rocciosi
disarticolati e coperture di blocchi accatastati in situ alla sommità di
ammassi disarticolati (depositi di versante e di frana). Superficie limite
superiore erosionale, alterazione variabile.
SINONIMI - Unità di nuova istituzione. Unità postglaciale p.p. (ROSSI et
alii, 2000).
SUPERFICI LIMITE E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Superfice limite
superiore erosionale, coincidente con la superfice topografica; limite
inferiore erosivo su unità permomesozoiche o su depositi neogenicoquaternari. Profilo di alterazione troncato.
LITOLOGIA - Depositi di versante e di frana: diamicton massivi
pedogenizzati, a supporto clastico o di matrice con clasti spigolosi; ammassi
rocciosi disarticolati e ribassati per gravità; coperture di blocchi accatastati
in situ alla sommità di ammassi disarticolati.
MORFOLOGIA – Da poco a ben conservata: singoli corpi di frana con
superficie convessa, contropendenza a monte e nicchia di distacco; estesi
macereti a blocchi alla sommità di versanti ribassati per gravità.
AREA DI FIORAMENTO - A monte di Gromo sia in destra che in sinistra
idrografica, in bassa Val Sedornia e lungo i versanti da Ponte Nossa a
Casnigo.
ETÀ - In base all'alterazione dei depositi e ai rapporti stratigrafici l'età del
gruppo è riferibile al Pleistocene medio.
110
Tabella 1 – Gruppo del Culmine – Bacino del Brembo – Quadro riassuntivo delle caratteristiche delle singole unità locali non distinte cartograficamente (S.
Rossi)
unità
sinonimi
area affioramento
litologia
morfologia
limite inf
limite sup
cementazione
conglomerato del
Pegherolo
Unità del
Pegherolo,
complesso della
Cima di Menna
(ROSSI, 2000)
Versante SudOvest del M.
Pegherolo
conglomerati clinostratificati
a clasti locali
Falde di detrito
coalescenti
successione
permo- triassica
superficie
topografica
discretaottima
Ambedue i
versanti del
Brembo di
Mezzoldo tra Frola
e Piazzatorre
Versante S del M.
Torcola sopra
Piazza Brembana
conglomerati clinostratificati
a clasti local
Falde di detrito
successione
permo- triassica
superficie
topografica
discretaottima
conglomerati clinostratificati
a clasti locali
Falde di detrito
successione
triassica
superficie
topografica
discretaottima
Valloni a NNW
della Cima di
Menna
conglomerati clinostratificati
a clasti locali
Colate di versante,
debris flow,
depositi di frana di
crollo
successione
permo-triassica
superficie
topografica
ottimalitificati
Valsecca di
Roncobello,
versante S
conglomerati clinostratificati
a clasti locali
carsificazione
superficiale
successione
triassica
superficie
topopgrafica
ottimalitificati
conglomerato di
Piazzatorre
conglomerato di
Piazza Brembana
conglomerato
della Valle del
Drago
conglomerato di
Corna delle Coste
Unità di Piazza
Brembana,
complesso del
Culmine
(ROSSI, 2000)
Unità della Valle
del Drago,
complesso del
Culmine
(ROSSI, 2000)
Unità di Corna
delle Coste,
complesso del
Culmine
(ROSSI, 2000)
111
Tabella 2 – Gruppo del Culmine – Bacino del Serio – e Bacino del Gera – Valeggia – Borlezza: Quadro riassuntivo delle caratteristiche delle singole unità
locali non distinte cartograficamente (C. Ferliga)
Bacino del Serio
unità
sinonimi
area affioramento
litologia
morfologia
limite inf
limite sup
cementazione
conglomerati di
nuova istituzione
Verante a Nord di
conglomerati clinostratificati, piastrone che
successione
superficie
discretaBotto Alto
Ardesio
clasti spigolosi locali
riveste il versante carnica
topografica
ottima
conglomerati di
nuova istituzione
versante Ovest del conglomerati clinostratificati, carsificazione
successione
superficie
ottimaBaita del Dosso
M. Avert
clasti spigolosi locali
superficiale
triassica
topopgrafia
litificati
conglomerati di
Unità di Zanetti
media Val Canale
diamicton massivo a blocchi corpo di frana
successione
sintema di Val
ottimaZanetti
(FERLIGA, 2000)
di calcare di Esino
reinciso
permo-scitica
Canale
litificati
conglomerati di
Unità di Groppino
Valle Nossana
conglomerati clinostratificati, piastrone che
calcare di Esino
superficie
ottima
Casa Lova
p.p.
clasti spigolosi locali
riveste il versante
topografica;
(Ferliga, 2000)
sintema del Po
conglomerati di
Unità di Groppino
Valle Fontagnone
conglomerati clinostratificati, piastrone che
calcare di Esino
superficie
ottima
Baita Mandre
p.p.
clasti spigolosi locali
riveste il versante
topografica;
(FERLIGA, 2000)
sintema del Po
conglomerati di
nuova istituzione
versante Est di M. conglomerati e diamictiti a
non conservata
successione
supersintema della ottima
Cacciamali
Secco
clasti locali
carnica
Colma del Piano
conglomerati di
nuova istituzione
Oltressenda Alta
conglomerati e diamictiti,
non conservata
conglomerato del
supersintema della ottima
Foppello
clasti locali
Dosso; calcare di
Colma del Piano
Esino
Bacino del Gera – Valeggia - Borlezza
conglomerati di Val Formazione di Val Val Borlezza
diamictiti, conglomerati,
corpo di frana in
Dolomia Principale supersintema di
buona Poledra
Poledra
megablocchi disarticolati di
erosione
Cedrini
ottima
(FERLIGA, 2007)
Dolomia Principale
accelerata
conglomerati di
nuova istituzione
versante Sud di C. conglomerati clinostratificati, piastrone che
Dolomia Principale superficie
ottima
Conca Verde
Crapet
clasti spigolosi locali
riveste il versante
topopgrafia
conglomerati di
nuova istituzione
vallone a N di
conglomerati a clasti
profondamente
Dolomia Principale sintema di Corno
ottima
Campos
Rovetta
spigolosi locali
sezionati da
Ceresa
trincee di rilascio
112
Tabella 3 – Supersintema della Colma – Bacino del Brembo – Quadro riassuntivo delle caratteristiche delle singole unità locali non distinte
cartograficamente (S. Rossi)
unità
unità di
Baita
Fraggio
unità di
Baite
Valsecca
unità di
Inzogno
unità di
Stabello
sinonimi
area
affioramento
Würm,Unità di Valsecca di
Mezzoldo,
Roncobello
unità di
Foppolo
(ROSSI, 2000)
Würm, Unità
Valsecca di
di Mezzoldo,
Roncobello
unità di
Foppolo
(ROSSi, 2000)
Unità di
Zogno, destra
Inzogno.
idrografica,
(ROSSi, 2000) q. 310 - 325
Unità di
Stabello.
(ROSSi, 2000)
litologia
morfologia
limite inf
limite sup
profilo alterazione
till: diamicton
massivo a
supporto di
matrice
morene
laterali poco
conservate
substrato
roccioso
lieve alterazione dei
feldspati, arenitizzazione
superficiale Verrucano;
matrice 5YR-7.5YR
morene
laterali
substrato
roccioso
superficie
topografica,
sintemi di
Bordogna e di
Val Mezzeno
superficie
topografica
terrazzi
erosionali
substrato
roccioso
terrazzi
erosionali
substrato
roccioso,
sintema di
Endenna
till: diamicton
massivo con
clasti
carbonatici e
silicei
ghiaie
alluvionali,
prevalenti clasti
carbonatici
Zogno, sinistra ghiaie
idrografica,
alluvionali,
sopra q.300 m prevalenti clasti
cristallini,
subordinati
carbonatici
superficie
topografica,
sintema di
Inzogno
superficie
topografica
cementazione
no
paleogeografia
calcari ed arenarie con
sottile cortex;
fantasmizzazione dei clasti
marnosi.;
matrice 10YR
decarbonatazione parziale
nei primi 50 cm, matrice
10YR
no
ghiacciaio di Val
Mezzeno, varie
fasi non
distinguibili
scarsa ed
irregolare
Fiume Brembo
alterazione profonda,
decarbonatazione dei
cementi fino a 4 m, cortex
friabili ben sviluppati
eccetto in tutti i litotipi;
matrice colore 5 -7.5YR
sì
Fiume Brembo
ghiaccaio di Val
Mezzeno,
varie fasi non
distinguibili.
113
3.2.5 - Gruppo della Valle dei Tetti (TE)
DEFINIZIONE - Conglomerati e diamictiti a supporto clastico, da
rozzamente clinostratificati a ben stratificati, con clasti mal selezionati,
spigolosi, in prevalenza di litotipi carbonatici locali con apporti esotici
(depositi di versante). Morfologia ben conservata, in continutità con i
fondovalle attuali. Cementazione buona.
SINONIMI: unità litostratigrafica di nuova istituzione (ROSSI, 2000).
SUPERFICI LIMITE E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Superficie limite
superiore coincidente con la superficie topografica; localmente superficie di
erosione sulla quale poggiano facies di versante del sintema del Po e till di
ablazione del supersintema di Lenna. Limite inferiore non erosivo, sulla
successione permomesozoica o sui conglomerati del gruppo di Camerata
Cornello (Foglio 076 - Lecco).
LITOLOGIA - Depositi di versante (conglomerato di Costa Pagliari):
conglomerato massivo, costituito da clasti spigolosi da centimetrici a
decimetrici, non alterati, matrice assente. Cementazione non omogenea, ma
a bande spesse qualche decimetro, separate da livellide incoerenti o solo
parzialmente cementati, con pseudostratificazione concorde al versante
attuale. Clasti monogenici di calcare di Esino con rari esotici provenienti
dall'alta valle, la cui presenza, a 900 m di quota, è indice del
rimaneggiamento di depositi glaciali di cui non è rimasta più traccia,
probabilmente afferenti a unità del supersintema della Colma del Piano.
MORFOLOGIA E PALEOGEOGRAFIA - Falde di detrito o lembi di falde
di detrito cementate, di spessore sino oltre 20 m, scarsamente erose,
concordanti con il versante e senza discontinuità morfologiche significative
a monte e a valle. Ai margini frequenti rilasci gravitativi con caduta di
blocchi. Posizione dei depositi, orientazione dei clasti e giacitura degli strati
indicano che quando questi conglomerati si sono deposti la fisiografia della
valle era simile all'attuale.
ETÀ - In base ai rapporti stratigrafici l'età del gruppo è riferibile al
Pleistocene medio e superiore.
3.2.6 - Sintema del Po (POI)
DEFINIZIONE - Diamicton e ghiaie con clasti spigolosi (depositi di
versante, di frana e di debris-flow). Ghiaie e sabbie stratificate (depositi
alluvionali). Limi laminati, argille, torbe (depositi lacustri e di torbiera).
Diamicton massivi a blocchi (depositi glaciali). Superficie limite superiore
caratterizzata da alterazione assente e morfologie ben conservate o ancora in
evoluzione.
SINONIMI - Sintema del Po, Unità di Cerete p.p. (FERLIGA et alii, 2000).
SUPERFICI LIMITE E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Limite superiore
coincidente con la superficie topografica; superficie limite caratterizzata da
114
suoli poco evoluti, assenza di alterazione dei clasti, orizzonte B scarsamente
sviluppato o assente e morfologie ben conservate o ancora in evoluzione;
limite inferiore erosionale con il substrato o sulle unità continentali
neogenico-quaternarie.
LITOLOGIA - Depositi di versante: diamicton talora stratificati
parallelamente al pendio, a supporto sia clastico che di matrice sabbiosolimosa, matrice argillosa quando derivata da rimaneggiamento di sedimenti
più antichi pedogenizzati; clasti eterometrici, sino a blocchi metrici, in
genere spigolosi, arrotondati solo se provenienti da precedenti depositi
glaciali o alluvionali, alimentati dai versanti soprastanti di cui riflettono le
litologie.
- Depositi di frana: diamicton massivi a supporto di matrice fine e clasti
spigolosi, eterometrici, sino a blocchi plurimetrici; clasti alimentati dai
versanti soprastanti di cui riflettono le litologie.
- Depositi di debris-flow e di trasporto in massa: diamicton massivo a
supporto di matrice con clasti spigolosi alimentati dai valloni soprastanti.
- Depositi colluviali: limi e limi argillosi con sparsi clasti spigolosi.
- Depositi alluvionali: ghiaie in corpi sia lenticolari che stratoidi, supporto
clastico prevalente e matrice sabbiosa, ciottoli ben arrotondati, a selezione
variabile; ghiaie a supporto clastico e matrice scarsa o assente, ben
selezionate; sabbie massive o laminate. Frequenti ciottoli embricati. Clasti
che rispecchiano i litotipi affioranti nel bacino a monte.
- Depositi di conoide alluvionale: depositi di entità ridotta, costituiti da
ghiaie grossolanamente stratificate a supporto clastico o di matrice sabbiosa;
arrotondamento dei clasti variabile in funzione del trasporto subito, ben
arrotondati quando rielaborano depositi precedenti. Intercalati corpi
lenticolari spesso massivi, o con ciottoli isoorientati (fenomeni di
deposizione in massa), o con strutture minori quali laminazioni oblique a
basso angolo e letti a ciottoli embricati. Clasti costituiti da litotipi affioranti
nei bacini a monte.
- Depositi glaciali: diamicton a supporto di matrice con ciottoli e blocchi
costituiti da litotipi affioranti negli anfiteatri in roccia a monte.
- Depositi lacustri e di torbiera: limi, limi argillosi e argille laminati e talora
gradati; limi di colore scuro ricchi in materia organica; torbe in banchi sino
a metrici.
AREA DI AFFIORAMENTO - Presenti diffusamente entro tutta l'area del
foglio, spesso in maniera discontinua o con spessori pellicolari, oppure in
corpi ben riconoscibili morfologicamente, ma di dimensioni ridotte, tali da
non risultare cartografabili.
Ridotte falde di detrito alla base di quasi tutte le porzioni di versante a
elevata pendenza; alla base delle grandi pareti in litotipi poco erodibili
(carbonati triassici, basamento cristallino, Gruppo dei Laghi Gemelli) coni
115
detritici coalescenti e falde con spessori plurimetrici e estensione
cartografabile a questa scala.
Frane, colate di materiale e fenomeni di trasporto in massa di piccole
dimensioni diffuse sia su litotipi permomesozoici sia su unità continentali
neogenico-quaternarie, nonché sui materiali incoerenti derivai dalla
pedogenesi; in alcuni casi esse coinvolgono volumi notevoli di roccia,
sbarrando il deflusso delle acque e influenzando la sedimentazione in tutta
l'area circostante.
Significativi per spessore e estensione sono i depositi alluvionali che in
alcuni tratti riempiono i fondovalle attuali, a esempio presso Villa d'Ogna
(bacino Serio), in Val Borlezza, in Valle Brembana.
Depositi glaciali presenti esclusivamente alle quote più alte, sui versanti
orientali del monte Pradella.
Depositi lacustri e di torbiera frequenti alle quote più elevate, entro
depressioni del substrato cristallino, spesso fittamente intercalati fra loro
secondo le dinamiche tipiche di questi ambienti; talora su vaste estensioni
torbiere tutt'ora in evoluzione.
Depositi lacustri di una certa estensione, con intercalazioni di materiali
palustri presso Clusone nella zona dell'eliporto.
Significativi inoltre i depositi di torbe presenti a debole profondità nei
dintorni di Cerete (RAVAZZI & MARINONI, 2007 per una bibliografia
aggiornata), coltivati nel secolo scorso, e deposti entro un'area impaludata,
sbarrata presumibilmente da colate di materiali allo sbocco dei valloni
laterali presenti più a valle (valle di Covale, Valle Faccanoni) (FERLIGA &
BINI, 2007).
MORFOLOGIA - Ben conservata, da parzialmente in erosione a ancora in
evoluzione.
Depositi di versante: falde di detrito e coni di deiezione alla base di pareti
rocciose o dei versanti più scoscesi.
Depositi di frana: accumuli massivi a profilo convesso e superficie molto
articolata, caotica, con evidente nicchia di distacco a monte; forme
grossolanamente a cono alla base di brevi e ripidi valloni privi di reticolo
idrografico.
Depositi di debris-flow e di trasporto in massa: lobi o coni allo sbocco di
canaloni o in corrisponenza di ampie e incavate rientranze del versante; coni
allo sbocco di valli laterali caratterizzati da apice che entra profondamente
entro esse.
Depositi alluvionali: terrazzi alluvionali nei fondovalle. Spesso
riconoscibili, a grande scala, più ordini di terrazi successivi, in genere poco
rilevati rispetto all'alveo attuale.
Conoidi alluvionali: in genere di piccole dimensioni o al di sotto della
cartografabilità, allo sbocco delle valli laterali, spesso incassate entro
116
superfici erosionali che troncano grandi conoidi di frana o trasporto in
massa più antichi.
Depositi glaciali: evidenti piccole morene terminali, in genere sospese.
Depositi lacustri e di torbiera evidenziati da superfici pianeggianti a
drenaggio ridotto, con tendenza all'impaludamento (es: eliporto di Clusone,
a Ovest di località Vogno).
ETÀ - La deposizione del sintema del Po inizia al ritiro dei ghiacciai
pleistocenici al termine della fase di massima avanzata (LGM); i sedimenti
sono quindi di deposizione diacrona sia a scala regionale che nell’ambito di
settori diversi dei singoli bacini, in funzione dell’inizio del ritiro locale degli
apparati glaciali; Pleistocene superiore - Olocene.
Indicazioni cronologiche si hanno solo per i depositi torbosi sepolti presso
Cerete a partire da circa 6 m sotto il piano campagna; qui la base della
successione affiorante è datata 14500 anni cal bC, mentre il livello più alto
risulta 4200 anni cal bC (RAVAZZI & MARINONI, 2007)
3.3 - BACINO DEL FIUME BREMBO (S. ROSSI)
3.3.1 - Conglomerato di Val Vedra (VVD)
DEFINIZIONE - Conglomerati a clasti eterometrici, spigolosi o arrotondati,
in corpi lenticolari paralleli al versante; locali accenni di laminazione
obliqua e ciottoli isoorientati (depositi di versante)
SINONIMI - Complesso del Pizzo Menna p.p. (ROSSI, 2000).
SUPERFICI LIMITE E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Limite inferiore
con il substrato mesozoico, limite superiore coincidente con la superficie
topografica. Discordanza morfologica tra conglomerato e il fondovalle
attuale di circa 130 m per il corpo di Passo del Vindiolo, inferiore per quello
di C.na Mora: questa differenza induce a pensare che il secondo litosoma
conglomeratico sia più giovane, anche per posizione geometrica. Per il
corpo principale non esistono rapporti stratigrafici diretti; può tuttavia
essere considerato anteriore, per geometrie e entità delle discordanze
morfologiche, al conglomerato della Corna Buca, sul versante opposto della
Cima di Menna.
LITOLOGIA - Depositi di versante: conglomerati a supporto di clasti,
matrice sabbiosa da scarsa a molto abbondante, clasti da spigolosi a
arrotondati, da 5 a 10 cm con rari blocchi sino a 30 cm; organizzati in corpi
lenticolari paralleli al versante, con spessore variabile tra 30 cm e 2 m,
talora a base erosionale. Presenti lenti di conglomerati privi di matrice con
spessore sino a 1 m e clasti sino a 5 cm moderatamente selezionati, e
conglomerati a supporto di matrice con accenni di laminazione obliqua e
ciottoli isoorientati parallelamente alle lamine. Alcuni orizzonti sono
separati da livelletti centimetrici di sabbie poco cementate.
117
MORFOLOGIA E PALEOGEOGRAFIA - Ampie falde di detrito in gran
parte erose, conservate in posizione di cresta a valle del Passo del Vindiolo
tra q. 1620 e q. 2030 e presso C.na Mora tra q.1300 e q.1670: placche
limitate da scarpate erosionali, con superficie solo debolmente modellata,
affioranti già dalla cresta a Sud del Passo del Vindiolo, pertanto non più in
rapporto diretto con le aree di alimentazione. Localmente il piastrone
conglomeratico è interessato da fratture di rilascio parallele alle scarpate
principali, mentre verso valle si osservano numerosi blocchi di frana anche
di dimensione metrica.
ETÀ - Non esistono dati per attribuire un'età precisa al conglomerato di Val
Vedra. Essendo però più antico del conglomerato della Corna Buca, può
essere ritenuto di età miocenica.
3.3.2 - Conglomerato della Corna Buca (BUA)
DEFINIZIONE - Conglomerati con clasti e blocchi da spigolosi a
moderatamente arrotondati con matrice abbondante in letti lenticolari:
depositi di versante e di conoide.
SINONIMI - Complesso del Pizzo Menna p.p. (ROSSI, 2000).
SUPERFICI LIMITE E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Limite inferiore,
non visibile, con la successione mesozoica erosa; limite superiore
coincidente in gran parte con la superficie topografica, con fenomeni
erosionali lungo gli alvei dei corsi d'acqua e pedogenesi con
decarbonatazione dei cementi nei primi 15 - 30 cm; localmente limite
superiore con depositi glaciali del supersintema di Lenna.
LITOLOGIA - Depositi di versante: conglomerati in letti lenticolari
plurimetrici spesso con base erosiva, a supporto clastico, matrice
abbondante, clasti da spigolosi a moderatamente arrotondati, da 3 sino a 20
cm; frequenti livelli moderatamente selezionati, con clasti sino a 8-10 cm,
che divengono più grossolani in aree prossimali alle fonti di alimentazione;
intercalati conglomerati a supporto clastico privi di matrice, con clasti da
spigolosi a arrotondati.
- Depositi di conoide: conglomerati a supporto clastico con matrice, clasti e
blocchi da spigolosi a moderatamente arrotondati sino a 100 cm, in livelli
lenticolari a base erosionale e con gradazione da inversa a diretta, alternati a
letti lenticolari con meno matrice; piccole lenti di arenarie grossolane
massive con ciottoli fini isoorientati; lenti di arenarie medio-fini sino a 80100 cm di spessore, con laminazione obliqua e isoorientazoine dei clasti.
Giacitura suborizzontale nella parte bassa della successione, con
inclinazione crescente verso l'alto. Clasti carbonatici di calcare di Esino e di
unità eteropiche affioranti sui versanti soprastanti, e sparsi clasti di
conglomerati a supporto clastico, scarsa matrice arenacea, ciottoli
arrotondati anche di Verrucano Lombardo. Cementazione ovunque molto
buona e omogenea.
118
AREA DI AFFIORAMENTO - Versanti settentrionali della Cima di
Menna, di fronte a Bàresi tra q. 1050 e q. 1750, e di Croce del Pizzo, di
fronte a Capovalle, tra q. 1250 e q. 1600.
MORFOLOGIA E PALEOGEOGRAFIA - Falda di detrito a conoidi
coalescenti che colma valloni preesistenti, priva di morfologie superficiali
significative in quanto successivamente glacializzata. Placche erose verso
valle e sospese di circa 200 m rispetto all’attuale fondovalle. Nel vallone di
fronte a Baresi imponenti strutture carsiche sviluppate in zona satura,
principalmente condotte con diametro sino a 3 m e asse pressoché
orizzontale a orientazione SE-NW, e evidenti cupole, troncate dall'erosione
della scarpata. Ugualmente intenso, ma con strutture di dimensioni ridotte, è
il carsismo nei depositi di fronte a Capovalle.
Il litosoma si raccorda a un fondovalle posto a una quota incompatibile non
solo con la fisiografia attuale ma anche maggiore rispetto al livello di base
dell'erosione correlato ai depositi del gruppo di Camerata Cornello, rispetto
ai quali risulta quindi anteriore.
ETÀ – Anteriore al gruppo di Camerata Cornello (Pliocene inferiore),
attribuito quindi al Miocene premessiniano
3.3.3 - Conglomerato di Zorzone (ZOZ)
DEFINIZIONE - Conglomerati a clasti spigolosi, matrice assente, in strati
clinostratificati secondo il versante; conglomerati a clasti spigolosi o
arrotondati, matrice abbondante (depositi di versante).
SINONIMI - Cartografata come Unità di Zorzone all'interno del Complesso
del Pizzo Menna in Rossi (2000).
SUPERFICI LIMITE E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Limite superiore
coincidente in gran parte con la superficie topografica, localmente suturato
da depositi di versante del sintema del Po; limite inferiore sempre sulla
successione mesozoica. In queste condizioni non è possibile definire i
rapporti stratigrafici con altre unità. Per litologia, stato di cementazione e
strutture carsiche è forse considerabile una unità coeva del Conglomerato di
Corna Buca.
LITOLOGIA - Depositi di versante: conglomerati a supporto clastico, con
clasti spigolosi da 2 a 15 cm, moderatamente selezionati, matrice assente o
scarsissima, siltosa; in strati lenticolari, spessi da 15 a 200 cm,
clinostratificati parallelamente al versante, con limiti tra gli strati
prevalentemente transizionali per variazione di granulometria e selezione,
raramente netti non erosivi; conglomerati a supporto clastico o di matrice
siltosa, localmente arenacea, con ciottoli da spigolosi a arrotondati,
isoorientati, e rarissimi livelli a gradazione inversa; orizzonti lenticolari
spessi da 30 a 90 cm, con base netta, frequentemente erosionale. Clasti
totalmente carbonatici (calcare di Esino e formazione di Gorno).
119
MORFOLOGIA E PALEOGEOGRAFIA - Ampia falda di detrito a monte
dell'abitato omonimo, alle pendici della cresta Sud-Est della Cima di
Menna, da q.850 a oltre q.1400, caratterizzata da un buon raccordo
morfologico con il versante soprastante, e una discontinuità morfologica di
oltre 180 m con il fondovalle attuale in media Val Vedra, e di 190 m a
Zambla bassa. Il conglomerato su cui sorge l'abitato di Zorzone arriva
invece a circa 20 m dall'alveo del torrente Parina, poco meno di quello che
costituisce il terrazzo erosionale a valle di Oltre il Colle.
ETÀ - Attualmente non esistono dati paleontologici o geocronometrici che
permettano di attribuire all’unità un'età precisa. Tuttavia la geometria dei
depositi suggerisce il collegamento a una fisiografia anteriore
all’approfondimento messiniano, quindi una età genericamente miocenica
superiore.
3.3.4 - Conglomerato di Val delle Fontane (VFO)
DEFINIZIONE - Diamictite a ciottoli di Dolomia Principale profondamente
alterata a pinnacoli (depositi di versante).
SINONIMI – Unità non distinta in precedenza.
SUPERFICI LIMITE E RAPPORTI STRATIGRAFICI - L'unità poggia
direttamente sulla Dolomia Principale; limite superiore erosionale
coincidente con la superficie topografica.
LITOLOGIA - Depositi di versante cementati e fortemente alterati:
diamictite massiva con ciottoli di dolomia alterati dall’interno immersi in
una matrice ocra chiara che li avvolge lasciando liberi gli interstizi tra i
clasti, ciottoli subarrotondati per alterazione e eterometrici, con dimensioni
variabili da pochi centimetri a qualche metro, cemento di colore grigio
chiaro, avvolgente tutti i clasti occupando parte degli interstizi. Si osservano
cavità di ciottoli "fantasmi" in superficie.
AREA DI AFFIORAMENTO - Sud-Ovest di Oltre il Colle, lungo la strada
che porta a Pian della Palla.
MORFOLOGIA E PALEOGEOGRAFIA – L'unità si presenta quasi
interamente suddivisa in pinnacoli dovuti a alterazione (organi geologici).
La morfologia risultante è quindi particolarmente aspra.
ETÀ - Depositi di versante molto antichi, con uno spessore minimo pari
all’altezza dei pinnacoli. In base all’alterazione e ai rapporti altimetrici con
altre unità antiche è possibile riferire l’unità al Miocene superiore.
3.3.5 - Sintema di Endenna (END)
DEFINIZIONE - Ghiaie con ciottoli ben arrotondati, abbondanti ciottoli
discoidali, matrice sabbiosa, abbondante (depositi alluvionali). Depositi
intensamente alterati.
SINONIMI – Unità di nuova istituzione, non distinta in precedenza.
120
SUPERFICI LIMITE E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Limite inferiore
erosionale col substrato mesozoico, su superfici terrazzate poste a quote
differenti; limite superiore sempre erosionale, coincidente con la superficie
topografica o localmente coperto da depositi del supersintema della Colma
del Piano.
LITOLOGIA – Depositi alluvionali: ghiaie a supporto clastico e matrice
sabbiosa abbondante, con ciottoli ben arrotondati sino a 30 - 40 cm e
abbondanti ciottoli discoidali; depositi intensamente alterati di cui restano
solo lembi dell'orizzonte C dei suoli su di essi sviluppatisi e
successivamente troncati; ciottoli cristallini alquanto rinsaldati e immersi in
una matrice argilloso sabbiosa di colore bruno rossastro (10YR da 6/8 a 5/8
presso Somendenna; 7.5YR da 4/4 a 3/4 presso Piazzacava, a N di S.
Pellegrino). In corrispondenza dello sbocco di corsi d'acqua locali presenti
orizzonti interpretabili come depositi essenzialmente gravitativi legati a
canali a carattere torrentizio, coevi alle facies alluvionali, caratterizzati da
clasti carbonatici e terrigeni locali spigolosi o subarrotondati, immersi in
una matrice limosa sabbiosa bruna con inclusi di argille limose giallastre,
allineati su superfici parallele al pendio. Depositi completamente
decarbonatati, con abbondanti clasti di porfidi del Gruppo dei Laghi
Gemelli, debolmente alterati con macchie di ossidi di ferro; nettamente
subordinati arenarie e conglomerati del Verrucano Lombardo, intensamente
alterati tanto da avere separazione dei singoli clasti per dilavamento delle
acque piovane; fantasmi limosi di clasti derivati da litotipi terrigeni fini,
deformati dalla compenetrazione dei ciottoli adiacenti, e fantasmi di clasti
carbonatici argillificati.
AREA DI AFFIORAMENTO – Margine meridonale del foglio e limitrofo
Foglio Bergamo (Fig. 13 fuori testo).
MORFOLOGIA E PALEOGEOGRAFIA – Depositi intensamente erosi,
caratterizzati da svariati terrazzi con scarpate alte sino a 10 m, sviluppate sia
parallelamente al Brembo sia parallelamente ai corsi d'acqua che vi
confluiscono. Talvolta sequenze di terrazzi correlabili, come alla confluenza
tra il torrente Grumello e il Brembo (nell'attiguo Foglio Bergamo), dove si
osservano tre differenti scarpate a q. 410, 390 e 370 m circa. Questo dato
certamente indica un'erosione polifasica comune a entrambi i corsi d'acqua:
dunque sia la Valle del Brembo che la valle del Torrente Grumello si sono
evolute contemporaneamente.
A Nord di Braccamolino e a Nord di Endenna invece l’unità è incisa da
scarpate relative a corsi d'acqua non più correlabili al contesto fisiografico e
al reticolato idrografico attuale, e quindi da ritenersi anteriori all'attuale
assetto del territorio. In particolare il corso d'acqua che ha modellato il
conoide in roccia, ammantato da poco detrito di versante appena
rimaneggiato, su cui sorge parte dell'abitato di Endenna, proveniva da
Braccamolino, che si trova ora su un culmine di cresta. E dalla cresta attuale
121
non potevano provenire i torrenti che hanno inciso le scarpate orientate NW
SE a N di Somendenna, incise in roccia (principalmente Argilliti di Riva di
Solto) e percorse da ruscelli a carattere stagionale.
Un terzo esempio di morfologie che interessano il sintema di Endenna si
osserva in Val Bruciata, tra Endenna e Grumello dei Zanchi (nell'attiguo
Foglio Bergamo), il sintema di Endenna presenta una morfologia differente:
esiste una sola scarpata erosionale che va dalla sommità degli affioramenti
al fondovalle, attraversando senza discontinuità morfologiche il limite
inferiore dell'unità al contatto con il substrato roccioso (Argilliti di Riva di
Solto, Dolomia Principale). Questo lineamento morfologico, che taglia sia il
sintema di Endenna sia la successiva Unità di Stabello (supersintema della
Colma del Piano), nonché tutte le morfologie erosionali descritte, appare
dunque correlabile a un livello di base più vicino all'attuale rispetto a quelli
ricostruibili in altri settori ove affiora il conglomerato: la Val Bruciata si è
quindi evoluta più recentemente del resto dell'area.
ETÀ - Non esistono dati paleontologici o geocronometrici che possano
fornire indizi per attribuire un'età, anche approssimata, al sintema di
Endenna. L'unità è costituita da depositi fluviali, la cui superficie di
massima aggradazione si trova sino a quasi 200 m di quota più in alto
dell'attuale livello medio del Brembo. Considerando il gradiente medio
calcolato in base ai dati (8‰), e ipotizzando per semplicità che i movimenti
di carattere tettonico siano stati omogenei su tutto il corso del fiume, il
limite superiore del sintema di Endenna potrebbe "sfociare" sulla pianura
alla quota attuale di circa 410 m. Tale livello, che si trova a circa 165 m al
disopra del corso attuale del Brembo, non è in equilibrio morfologico con
alcuna superficie conosciuta al margine della pianura. È inoltre più alta di
135 m rispetto ai depositi pliocenici della Formazione del Tornago e del
Conglomerato di Madonna del Castello. Di conseguenza il sintema di
Endenna è da considerarsi anteriore anche a queste due unità, e potrebbe
quindi essere riferita alla fase evolutiva del Pliocene inferiore.
3.3.6 - Gruppo di Camerata Cornello (LL)
DEFINIZIONE – Conglomerati a supporto clastico, clasti arrotondati spesso
discoidali, sparsi blocchi spigolosi provenienti dai versanti, laminazione
incrociata e concava, ciottoli embricati; sabbie in lamine pianoparallele con
rari ciottoli arotondati; ghiaie grossolane in banchi a laminazione obliqua,
matrice sabbiosa, clasti cristallini prevalenti (depositi alluvionali). Arenarie
e conglomerati in foreset immergenti verso Sud (depositi deltizi).
Limi sabbiosi e sabbie limose in lamine pianoparallele con locali sequenze
decimetriche torbiditiche (depositi paralici). Conglomerati fini e medi con
apporti dal versante, sabbie medie e limi a laminazione pianoparallela
(depositi alluvionali e lacustri). Cementazione buona; alterazione profonda.
122
Il gruppo è suddiviso in quattro unità litostratigrafiche, non distinte
cartograficamente. Dato che esso affiora lungo il corso del Brembo, in
corrispondenza del limite fra il presente foglio e il limitrofo Foglio 076 –
Lecco, e che tutti gli affioramenti concorrono alla sua interpretazione
paleogeografica e cronologica, le unità che lo compongono vengono qui
descritte nel loro complesso, senza tener conto della divisione tra i fogli
(Fig. 13 - fuori testo).
SINONIMI – Conglomerato della Foppa: Unità della Foppa (BINI et alii,
2000). Conglomerato di Scalvino: Würm p.p. (DESIO, 1944b; HAUPT, 1938;
LEVY, 1915), Unità di Scalvino (BINI et alii, 2000). Formazione di Val
Foppa Bona, formazione di Darco: Würm (TARAMELLI, 1910), Diluvium
Antico (DESIO, 1944b), Unità di Val Foppa Bona e Unità di Darco da (BINI
et alii, 2000).
SUPERFICI LIMITE E RAPPORTI STRATIGRAFICI – Conglomerato di
Scalvino: limite inferiore su depositi di versante cementati e sulla
successione mesozoica; formazione di Val Foppa Bona: limite inferiore non
affiorante, geometricamente copre la superficie di erosione a tetto del
conglomerato di Scalvino; formazione di Darco: limite inferiore su
substrato; conglomerato de La Foppa: limite inferiore su substrato o
erosionale sulla formazione di Val Foppa Bona. Limite superiore costituito
da una superficie di erosione coperta da depositi di versante del sintema del
Po o del gruppo del Culmine, o da till e ghiaie fluvioglaciali del
supersintema della Colma del Piano.
LITOLOGIA – Il conglomerato di Scalvino e il conglomerato de La Foppa
sono costituiti da depositi alluvionali:
- conglomerati in letti suborizzontali (conglomerato de La Foppa) oppure in
corpi planari e lenticolari clinostratificati, con immersione verso S e
inclinazione sino a 30° decrescente da Nord verso Sud (conglomerato di
Scalvino); supporto di matrice arenacea media e grossolana da scarsa a
molto abbondante, talora concentrata in lenti, con ciottoli e blocchi ben
arrotondati, frequenti ciottoli di dimensioni maggiori di 50 cm ben
arrotondati e ciottoli discoidali (conglomerato de La Foppa), sparsi blocchi
spigolosi di grandi dimensioni provenienti dal versante (conglomerato di
Scalvino);
- sabbie da medie a grossolane, massive o con laminazione pianoparallela
(conglomerato di Scalvino).
Si osserva anche una debole inclinazione parallela al versante, legata a
deformazione posteriore alla litificazione, per lieve scivolamento lungo il
versante o per collasso da erosione di livelli sottostanti (conglomerato di
Scalvino).
La formazione di Val Foppa Bona è costituita da:
- depositi alluvionali: conglomerati in strati con giacitura 236°/28°, a
supporto di matrice arenacea, con ciottoli ben arrotondati, moderatamente
123
selezionati, diametro sino a 5 - 6 cm con rari ciottoli sino a 12 cm,
laminazione obliqua 172°/42°; ghiaie grossolane al limite tra supporto
clastico e supporto di matrice, con pochissima matrice, talora concentrata in
lenti; ghiaie a supporto clastico ben lavate; sabbie con rari ciottoli
arrotondati in lamine pianoparallele; ghiaie massive o con laminazione
incrociata a basso angolo, a supporto di matrice sabbiosa con ciottoli sino a
pochi centimetri di diametro, molto poco addensati; ghiaie a supporto di
matrice con ciottoli arrotondati, diametro da 2 a 10 - 15 cm, rari ciottoli più
grossolani concentrati in livelli, con laminazione incrociata e concava.
Frequenti ciottoli embricati. Prevalenti ciottoli costituiti da porfidi, arenarie
e metamorfiti del basamento, subordinati ciottoli carbonatici.
- depositi deltizi: arenarie stratificate medie e grossolane con sparsi
ciottoletti arrotondati e laminazione pianoparallela, in foreset inclinati verso
S; a Nord in strati a spessore e inclinazione crescenti, e passanti a ghiaie
medie e fini a matrice sabbiosa, al limite tra supporto di matrice e supporto
clastico, con laminazione incrociata a basso angolo; verso Sud divengono
sottili letti a bassa inclinazione di sabbie medie e grossolane e ghiaie fini
con accenni di laminazione inclinata a basso angolo (bottomset).
- depositi lacustri: limi sabbiosi e sabbie fini limose in livelletti centimetrici
a laminazione pianoparallela, con rari livelletti di sabbia grossolana passante
a ghiaia fine.
La formazione di Darco è costituita da:
- depositi alluvionali: conglomerati medio-fini in strati suborizzontali
massivi o a laminazione incrociata, supporto di matrice arenacea media e
grossolana o passanti a supporto clastico, clasti ben arrotondati,
moderatamente selezionati; ghiaie fini a matrice arenacea grossolana con
sparsi ciottoli più grossolani, massive o a laminazione pianoparallela;
talvolta intercalati livelletti pianoparalleli di sabbia grossolana. Laminazione
pianoparallela o incrociata a basso angolo, frequenti embricature, rari livelli
a gradazione normale.
- depositi lacustri: sabbie medie e fini a laminazione pianoparallela, con
livelletti di ghiaia fine a base erosionale; sequenze decimetriche (torbiditi) a
base erosionale, con ghiaia fine alla base passante a sabbie a laminazione
pianoparallela e a limi; mass flow con ghiaia fine e media a supporto di
abbondante matrice arenacea fine. Diffuse strutture di deformazione da
carico tipo cast load.
Tutti i litotipi grossolani sono ben cementati. Nelle facies lacustri, meno
coerenti, sono molto evidenti faglie normali, a direzione parallela alla valle.
Fenomeni di alterazione non ben visibili, probabilmente a causa di
successiva erosione degli orizzonti superficiali; presso Darco, nel limitrofo
Foglio 076 – Lecco, accenni di strutture a organi geologici, con tozzi
pinnacoli di conglomerato preservati tra ben sviluppate tasche di alteriti.
124
AREA DI AFFIORAMENTO - Conglomerato de La Foppa: destra
idrografica del fiume Brembo appena a N di Darco, tra quota 440 m e quota
450 m, a valle di C. Pianchella, a N di Scalvino; sinistra idrografica del
Brembo di fronte a Scalvino, presso La Foppa, poco sopra quota 450 m.
Conglomerato di Scalvino: destra idrografica del Fiume Brembo, a monte
del vecchio tracciato ferroviario, cinquanta metri a S del ponte che porta
verso C. Cornamena, sull’altra sponda, dal livello della strada, a q. 466 m,
sino a oltre q. 550 m. Formazione di Val Foppa Bona: sinistra idrografica
del Fiume Brembo, in speroni delimitati da pareti verticali appena a N di
Scalvino, a monte de La Foppa, a monte di Case Fenili, sullo sperone N
all’imbocco della Val Parina e sul promontorio che genera l’ansa del
Brembo a N di Darco, presso Camerata Cornello (Foglio 076 - Lecco), dal
livello del fiume, poco sotto quota 450 m, sino a quota 550 m. Formazione
di Darco: litosoma esteso a tutto l’abitato di Camerata Cornello (Foglio 076
- Lecco) e di Darco; affiora inoltre presso Portiera, sull'altro lato della valle,
e a valle di Darco con una successione di sabbie e limi lacustri. I depositi
sono distribuiti dal livello del fiume, a circa 420 m, sino a 550 metri circa di
quota.
MORFOLOGIA E PALEOGEOGRAFIA - Formazione di Darco: il
litosoma principale, nel limitrofo Foglio 076 - Lecco, è delimitato verso
valle da scarpate erosionali alte oltre 30 m, e è suddiviso in lingue
secondarie da scarpate erosionali sviluppate lungo torrenti anche a carattere
temporaneo; la sua superficie è erosiva. Tra lo sperone di Darco e l'inizo
della forra di Cornello il fiume Brembo è rimasto incanalato tra il corpo
conglomeratico e il versante orientale della valle, su cui i resti della
formazione di Darco sono stati preservati dall'erosione solo in
corrispondenza di una rientranza del versante, generata dai due torrenti che
scorrono presso Portiera.
Le altre unità costituiscono terrazzi di aggradazione del Brembo, in gran
parte smantellati dall'erosione.
Da notare è inoltre la presenza di un delta nella formazione di Val Foppa
Bona; esso implica la presenza di un corpo idrico ricevente, non sono però
stati trovati nè ostruzioni possibili nè resti di ostruzioni della Valle
Brembana e pertanto non vi sono mai stati laghi di dimensioni appropriate a
un delta nella valle. La ricostruzione della linea di riva del mare durante il
Pliocene inferiore (BINI & ZUCCOLI, 2005) indica che la zona di Camerata
Cornello era a livello del mare, e quindi si può ipotizzare che la formazione
di Val Foppa Bona, affiorante immediatamente a monte di tale area e a
quote compatibili, rappresenti il delta del Brembo nel mare pliocenico.
ETÀ – Sulla base delle considerazioni paleogeografiche sopra riportate per
la formazione di Val Foppa Bona, si assegna al gruppo, in via attualmente
ipotetica, un'età Pliocene inferiore.
125
3.3.7 - Supersintema di Lenna (LE)
DEFINIZIONE - Diamicton a ciottoli e blocchi (till di ablazione o di
alloggiamento). Ghiaie e sabbie laminate (depositi fluvioglaciali).
Morfologie ben conservate, profilo di alterazione inferiore a 1 m. Ghiaie e
sabbie a laminazione obliqua o massive (depositi alluvionali, Sintema di
Bordogna - LEB).
Il supersintema di Lenna è costituito da sintemi relativi ai vari ghiacciai che,
durante l'ultima glaciazione, hanno interessato la Valle Brembana e le valli
laterali senza entrare in coalescenza tra loro. Vengono quindi descritte le
caratteristiche generali del supersintema, mentre per le singole unità, si
rimanda alla tab. 5.
SINONIMI - Würm p. p. Auctorum; Complesso del Brembo (ROSSI et alii,
2000).
SUPERFICI LIMITE E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Limite superiore
quasi sempre coincidente con la superficie topografica, caratterizzato da
morfologie localmente ben conservate, spesso in erosione, copertura
loessica assente, profilo di alterazione poco evoluto, modesta ossidazione
dei clasti e della matrice dei depositi a elevato contenuto in Fe, profondità
massima dell’alterazione 1,5 - 2 m, sviluppo di suoli con spessore massimo
30 - 40 cm. Nelle zone a quote più elevate, matrice debolmente alterata e
fronte di decarbonatazione pressoché inesistente, limitato a pochi centimetri
nelle aree più umide e vegetate. Localmente l’unità è coperta con limite
erosionale dal sintema del Po.
Limite inferiore su substrato con rare tracce significative da esarazione
(dossi montonati), o con unità glaciali più antiche (supersintema della
Colma del Piano).
LITOLOGIA - Depositi glacigenici:
- till di ablazione: diamicton con abbondante matrice limoso sabbiosa, a
ciottoli e blocchi da moderatamente a ben arrotondati, prevalenti clasti di
litotipi dell'alta Valle Brembana (gneiss di Morbegno, porfidi e arenarie del
Gruppo dei Laghi Gemelli, Verrucano Lombardo) soprattutto se di grandi
dimensioni, subordinati clasti di calcare di Esino e in minima percentuale di
altre unità carbonatiche (Calcare di Angolo, Formazione di Breno); in
prossimità dei rilievi carbonatici tali litotipi costituiscono la componente
esclusiva dei diamicton. Frequenti massi erratici, talora sino a 10m3 di
volume.
- till di alloggiamento: diamicton a supporto di matrice limoso sabbiosa
bruno giallastra localmente sovraconsolidata, con ciottoli e blocchi sino a 40
cm, da poco a ben arrotondati, e rari ciottoli a ferro da stiro costituiti da
126
Tabella 5 - Supersintema di Lenna: quadro riassuntivo delle caratteristiche delle singole unità locali, distinte in carta
(#) (S. Rossi)
unità
sinonimi
area affioramento
litologia
morfologia
limite inf
limite sup
sintema di
complesso del
Val Brembana
Till: dmm a clasti
Morene laterali
Substrato
superficie
Bordogna (*)
Brembo,
ramo di Valleve silicei e carbonatici
ben conservate
roccioso;
topografica
unità di Baresi
locali;
conglomerati
(Rossi, 2000)
depositi di contatto
del Gruppo
glaciale: sabbie,
del Culmine
ghiaie e limi.
sintema di
complesso del
Valsecca
Till di ablazione e di
Morene laterali
Substrato
superficie
Valsecca (#)
Brembo,
colata: dmm a clasti
e frontali
roccioso
topografica,
unità di Valsecca
silicei e carbonatici
riconoscibili;
unità
(Rossi, 2000)
locali;
piane
postglaciale,
till di alloggiamento:
fluvioglaciali.
depositi di
dmm sovraconsolidati;
versante
depositi di contatto
glaciale: sabbie,
ghiaie e limi e
diamicton.
subsintema
complesso del
Valsecca
Till di ablazione: dmm Morene laterali
Substrato
superficie
dei Tre Pizzi
Brembo,
(tra la cima Pietra non alterato; depositi
e frontali ben
roccioso;
topografica,
(#)
unità dei Tre
Quadra e
di contatto glaciale:
conservate;
Sintema di
unità
Pizzi
Capovalle)
ghiaie e sabbie.
piane
Valsecca
postglaciale,
(Rossi, 2000)
fluvioglaciali
depositi di
intramoreniche
versante
subsintema
complesso del
A valle del Passo Till di ablazione: dmm; Morene laterali
Substrato
superficie
del Vindiolo (#)
Brembo,
del Vindiolo,
depositi di contatto ben conservate
roccioso.
topografica,
unità dei Tre
sinistra
glaciale: ghiaie e
unità
Pizzi,
idrografica della sabbie.
postglaciale,
Menbro del
Valsecca
depositi di
Vindiolo (Rossi,
versante
2000)
(*) o non distinte cartograficamente
alterazione
scarsa,
profilo di
alterazione fino a
1m
colore 5YR-7.5YR
paleogeografia
Ghiaccaio del Brembo
di Valleve e fasi di ritiro
nell’asse
vallivo
principale.
Scarsa,
inferiore al metro;
colore di
alterazione molto
variabile in
funzione del
contenuto
litologico
Ghiacciaio
di
Roncobello, Valsecca.
scarsa; colore di
alterazione molto
variabile.
Ghiacciaio localedei
Tre Pizzi, versante N
della Valsecca, fasi di
ritiro.
scarsa; colore di
alterazione molto
variabile.
Ghiacciaio locale, fasi
di ritiro
127
Segue Tabella 5
unità
sinonimi
area affioramento
litologia
morfologia
limite inf
subsintema di
complesso del
Testata della
Till di ablazione: dmm; Morene laterali
Substrato
Baite Campo
Brembo,
Valsecca, in
depositi di contatto
e frontali e
roccioso;
(#)
unità dei Tre
destra idrografica glaciale: ghiaie e
piane
Sintema di
Pizzi,
sabbie;
fluvioglaciali
Valsecca
menbro di Baite
depositi di versante: intramoreniche
Campo
dmm con scarsa ben conservate.
(Rossi, 2000)
matrice
subsintema
complesso del
A valle del Passo Till di ablazione: dmm; Morene laterali
Substrato
della
Brembo,
della Marogella, depositi di contatto
e frontali e
roccioso;
Marogella (#)
unità dei Tre
sinistra
glaciale: ghiaie e
piane
Sintema di
Pizzi,
idrografica della sabbie; depositi di
fluvioglaciali
Valsecca
menbro della
Valsecca
versante: dmm con intramoreniche
Marogella
scarsa matrice
ben conservate.
(Rossi, 2000)
sintema del
complesso del
Vallone a NW
Till di ablazione: dmm; Morene laterali
Substato
Vallone (#)
Brembo,
della Cima di
till di alloggiamento: ben conservate;
roccioso;
unità della Cima
Menna, sinistra dmm sovraconsolidati.
piane
Conglomedi Menna (Rossi,
idrografica di
depositi di contatto
fluvioglaciali
rato della
2000)
Valsecca
glaciale: ghiaie e
riconoscibili.
Corna Buca
sabbie.
sintema di
complesso del
Terrazzi del
Ghiaie sabbiose e
Terrazzi
Substato, S.
Zogno (#)
Brembo,
Brembo da
sabbie
alluvionali
di Inzogno, S.
unità della Cima
Zogno a S.
di Endenna
di Menna (Rossi,
Pellegrino
2000)
limite sup
superficie
topografica,
unità
postglaciale,
depositi di
versante
alterazione
Inferiore al metro;
ciottoli carbonatici
non alterati
paleogeografia
Ghiacciaio locale, fasi
di ritiro
superficie
topografica,
unità
postglaciale,
depositi di
versante
Inferiore al metro;
colore di
alterazione molto
variabile in
funzione del
contenuto
litologico
Inferiore al metro;
ciottoli carbonatici
non alterati.
Ghiacciaio locale, fasi
di ritiro.
superficie
topografica;
unità
postglaciale,
depositi di
versante
superficie
topografica,
unità
postglaciale,
depositi di
versante
Ghiacciaio locale nel
Vallone sotto la Cima
di Menna
Ciottoli carbonatici Fiume Brembo
non alterati.
128
porfidi; litologia dei clasti eterogenea, rispecchiante il substrato, dal
basamento metamorfico del crinale orobico alle unità carbonatiche della
Valsecca.
- till di colata: diamicton a clasti eterometrici da spigolosi a arrotondati
immersi in matrice limoso sabbiosa.
Depositi fluvioglaciali: ghiaie in letti grossolani a laminazione obliqua a
scala metrica, supporto clastico, matrice sabbiosa, ciottoli ben arrotondati,
talora isoorientati o embricati ove i letti siano inclinati; subordinate sabbie a
laminazione obliqua e parallela; ghiaie con matrice sabbioso limosa e
ciottoli e blocchi scarsamente arrotondati; ghiaie con scarsa matrice,
supporto clastico, talora a gradazione inversa. Depositi di versante:
diamicton grossolanamente stratificati in banchi planari e letti lenticolari
clinostratificati , con ciottoli e blocchi sino a 80 cm immersi in abbondante
matrice limoso sabbiosa.
AREA DI AFFIORAMENTO - placche discontinue sui versanti e sui
fondovalle principale e laterali, dal margine settentrionale del foglio sino a
poco a Sud di Lenna; apparati morenici legati a fasi LGM locali sono
presenti inoltre in tutti i rami laterali della Valsecca. I depositi fluvioglaciali
affiorano estesamente lungo il corso del Brembo dal margine meridionale
del foglio, prevalentemente in destra idrografica, sino a Antea,
prevalentemente in sinistra idrografica, con affioramenti sino a q. 310 a
Zogno (immediatamente a Sud del margine del foglio), e sino a q. 380 m
s.l.m. presso S. Pellegrino e Antea.
MORFOLOGIA E PALEOGEOGRAFIA – Forme abbastanza fresche e ben
definite, sebbene in gran parte troncate dall’erosione lungo l’asse principale
delle valli. Cordoni morenici ben riconoscibili, frequentemente separati da
strette piane fluvioglaciali.
Le morene laterali del ghiacciaio del Brembo, che derivava dalla
coalescenza delle due lingue di Valleve (coi due rami di San Simone e di
Foppolo) e di Carona sono conservate solo in posizioni particolari (Passo
del Vendulo, Lenna).
In Valsecca è testimoniata una trasfluenza del Ghiacciaio del Brembo di
Valleve che tronca le morene LGM dell' apparato locale: è evidente quindi
la non sincronicità della fase di LGM tra la valle principale e la laterale,
dovuta verosimilmente all’esposizione a S dei bacini minori. Tutti gli
apparati della Valsecca di Roncobello si sono mantenuti isolati e non hanno
mai raggiunto il Ghiacciaio del Brembo.
ETÀ - Pleistocene superiore.
129
3.4 - BACINO DEL FIUME SERIO (C. FERLIGA)
3.4.1 - Conglomerato di Baita della Forcella (BAF)
DEFINIZIONE - Diamictiti litificate a clasti spigolosi carbonatici locali
(depositi di versante). Litificati. Lembi isolati dall’erosione e non in
equilibrio con la morfologia attuale.
SINONIMI – Unità di nuova istituzione; litosoma cartografato come calcare
di Esino in FORCELLA & JADOUL (2000).
LIMITI E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Limite inferiore erosionale su
calcare di Esino o formazione di Gorno, limite superiore erosionale
coincidente con la superficie topografica. Troncato dall’idrografia attuale,
con dislivello superiore agli 800 m (Fig. 14).
LITOLOGIA – Depositi di frana: diamictiti massive a supporto clastico o di
matrice arenacea grossolana e clasti sino a metrici spigolosi; conglomerati a
supporto clastico e matrice arenacea, clasti da centimetrici a 20 cm,
spigolosi; intercalazioni metriche di arenarie grossolane e conglomerati fini,
a clasti spigolosi; nella parte sommitale blocchi metrici sparsi; clasti
costituiti da calcare di Esino, localmente presenti livelli con clasti
esclusivamente di Calcare Metallifero Bergamasco. Depositi litificati, con
superficie sommitale carsificata e priva di cementazione.
AREA DI AFFIORAMENTO - Testata della Valle Nossana, dosso a Est
dell’omonima baita; litotipi analoghi sono presenti anche sul versante
meridionale di Cima di Grem presso Baita Alta (quota 1361).
MORFOLOGIA E PALEOGEOGRAFIA - Piastroni conservati alla
sommità di dossi rilevati, completamente svincolati dalla morfologia
attuale: versante di alimentazione assente, depositi appoggiati su ripiani
sospesi per oltre 800 m rispetto alle valli in cui sedimenta la successione
continentale plio-quaternaria.
ETÀ- Posizione stratigrafica, quota e geometria dei depositi implicano
un’età premessiniana, quindi almeno miocenica.
3.4.2 - Conglomerato del Dosso (OSO)
DEFINIZIONE – Conglomerati e diamictiti massive litificate, con clasti
spigolosi sino a metrici, alimentati dalle pareti soprastanti (depositi di
versante e di frana). Sospesi sino a 550 m rispetto al fondovalle attuale.
SINONIMI – Unità di nuova istituzione; cartografato come calcare di Esino
in FORCELLA & JADOUL (2000).
LIMITI E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Limite inferiore su Formazione
di Breno; limite superiore erosionale, su cui si giustappone il conglomerato
di Foppello (gruppo del Culmine). Depositi sospesi di oltre 550 m rispetto al
fondovalle attuale (Fig. 14).
130
Fig. 14 - Schema dei rapporti stratigrafici fra le unità affioranti nella valle principale a Nord
di Ponte Costone; il sintema di Groppino, descritto entro la successione dell’anfiteatro del
Serio (pag. 150 e segg.) ove presenta precise relazioni geometrico-stratigrafiche con le altre
unità, viene mantenuto distinto anche entro la valle quale “livello marker” di aggancio fra
successioni di eventi non altrimenti correlabili tra loro. Scala verticale maggiore rispetto a
quella orizzontale.
LITOLOGIA – Depositi di versante e di frana:
131
- conglomerati in banchi sino a metrici a supporto clastico e clasti spigolosi;
si alternano livelli con clasti a minor selezione, da centimetrici a
decimetrici, con matrice arenacea, e livelli meglio selezionati, con clasti da
1 a 4 cm e scarsa matrice;
- diamictiti massive in banchi plurimetrici discontinui lateralmente, a
supporto di matrice, con clasti spigolosi da centimetrici a metrici.
Clasti costituiti da calcari alimentati dalle pareti soprastanti. Depositi
litificati, con spesse patine di alterazione che cancellano la tessitura.
AREA DI AFFIORAMENTO - Versante destro della bassa Valle
dell’Ogna, a monte dell’abitato di Nasolino, da q. 970 sino a q. 1150 m
s.l.m.
MORFOLOGIA E PALEOGEOGRAFIA – Corpo di frana potente circa
350 m, appoggiato su di un paleofondovalle a quota stimata 800 m s.l.m.,
profondamente cementato in tutto lo spessore, e successivamente reinciso
dall’approfondimento della valle dell’Ogna sino a q. 600 m s.l.m. I
conglomerati di Foppello (gruppo del Culmine) appoggiano lateralmente su
di esso, e sedimentano entro l’incisione della valle attuale, affiorando sino
all’alveo dell’Ogna; essi pertanto suturano l’evento polifasico attraverso cui
si è impostato il reticolato idrografico attuale, la cui componente maggiore è
collocabile nel Messiniano (BINI & CITA, 1978).
ETÀ – Non determinabile direttamente. Posizione stratigrafica, quota e
geometrie implicano un’età terziaria.
3.4.3 - Conglomerato di Semonte (EIM)
DEFINIZIONE - Conglomerati stratificati a supporto di matrice arenacea
grossolana o a supporto clastico; arenarie grossolane (depositi alluvionali).
Cementazione spinta sino a completa litificazione, alterazione preferenziale
dei clasti rispetto alla matrice, sparsi clasti a nucleo disciolto.
SINONIMI - Unità di Semonte (FERLIGA, 2000)
LIMITI E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Limite inferiore sepolto;
lateralmente essi poggiano direttamente sulla successione norica; limite
superiore erosionale polifasico, su cui poggiano il sintema di Piodera e di
Masserini (Fig. 15).
LITOLOGIA - Depositi alluvionali: conglomerati stratificati in banchi
metrici pianoparalleli, a supporto di matrice arenacea grossolana con
abbondanti ciottoli di dimensioni da centimetriche a decimetriche, ben
arrotondati e a sfericità ridotta, frequente embricazione e talora
stratificazione obliqua a basso angolo; conglomerati organizzati in cicli
metrici caratterizzati da gradazione diretta dei clasti e incremento della
matrice verso l'alto; conglomerati in corpi lenticolari di estensione metrica,
a supporto clastico, con ciottoli ben selezionati di dimensioni inferiore al
decimetro, ben arrotondati, e matrice scarsa; conglomerati grossolanamente
stratificati a supporto di matrice limosa ocracea con abbondanti ciottoli da 2
132
a 7 cm, subarrotondati; sabbie e arenarie grossolane in corpi planari
decimetrici che si chiudono lateralmente nell'arco di alcuni metri. Clasti
carbonatici e di poco subordinati clasti silicei provenienti dall'alta valle.
Cementazione ottima, sino a completa litificazione, tranne in alcuni
orizzonti sabbiosi incoerenti probabilmente per successiva alterazione a
spese del cemento.
Superfici esposte sempre alterate, con decarbonatazione preferenziale dei
clasti rispetto alla massa di fondo, in genere litificata; clasti riferibili al
Verrucano Lombardo da molto alterati a completamente argillificati; marne
e siltiti micacee ocracee argillificate; metamorfiti del basamento cristallino
seriano pressochè irriconoscibili; ciottoli carbonatici di dimensioni inferiori
al centimetro completamente disciolti, con nucleo argillificato e sottile
guscio esterno intatto quelli più grandi.
AREA DI AFFIORAMENTO - Affioramenti discontinui fra Fiorano al
Serio e Vertova, a quote comprese tra i 410 e i 500 m. Vengono attribuiti a
tale unità anche i depositi cementati presenti in destra idrografica del Serio
sotto l'abitato di Bondo sino a 520 m di quota, per le analogie litologiche e
sulla base di considerazioni geometriche.
ETÀ – Terziario
Fig. 15. Schema dei rapporti stratigrafici fra le unità affioranti nella valle principale a Sud di
Ponte Costone. Scala verticale maggiore rispetto a quella orizzontale.
133
3.4.4 - Conglomerato del Vendulo (VED)
DEFINIZIONE - Conglomerati e arenarie in corpi lenticolari (depositi
alluvionali). Conglomerati in corpi clinostratificati a clasti spigolosi
(depositi di versante). Clasti locali (calcare di Esino). Litificati e carsificati.
SINONIMI – Unità del Vendulo (FERLIGA & CORBARI, 2000).
LIMITI E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Limite inferiore su calcare di
Esino; limite superiore coincidente con la superficie topografica alle quote
minori, coperto da depositi di versante postglaciali alle quote più elevate.
Troncati dalla valle attule e sospesi sino a oltre 400 m (Fig. 14).
LITOLOGIA - Depositi alluvionali: conglomerati in corpi lenticolari, a
supporto clastico con abbondante matrice arenacea, clasti mediamente
selezionati sino a decimetrici subarrotondati; conglomerati in corpi
lenticolari a base erosionale, supporto clastico e abbondante matrice, clasti
sino a metrici subarrotondati, talora con evidenze di gradazione da inversa a
diretta; arenarie grossolane in livelli decimetrici o lenti di estensione
metrica, spesso gradate.
- Depositi di versante: conglomerati in corpi clinostratificati a supporto
clastico con scarsa matrice limosa ocraceo - rosata, clasti ben selezionati,
spigolosi, di forma appiattita, disposti parallelamente alla stratificazione,
pellicole discontinue di cemento calcitico al contatto fra clasti; conglomerati
in corpi clinostratificati a supporto clastico con abbondante matrice
arenacea, clasti mal selezionati spigolosi; diamictiti in corpi di spessore
plurimetrico, a supporto di matrice fine litificata con abbondanti clasti sino a
metrici spigolosi.
Clasti carbonatici di alimentazione locale. Facies fittamente intercalate ed
eteropiche, non distinguibili cartograiamente. Ammasso litificato, con clasti
non separabili dalla matrice e superficie coperta da patina di alterazione che
impedisce di distinguere i singoli elementi, tanto che in passato è stato
ritenuto calcare di Esino stratificato.
AREA DI AFFIORAMENTO - Versante orientale del Monte Secco, a W di
Ludrigno, a partire da quota 900 m sino a q. 1400 m circa.
MORFOLOGIA - Piastrone a inclinazione minore rispetto ai versanti in
roccia del Monte Secco, sospeso sino a 400 m rispetto alla valle entro cui
sedimentano le unità plio-pleistoceniche (Fig. 16), e interrotto da un
evidente lineamento NW-SE legato a deformazione gravitativa profonda.
Carsificato al contatto col calcare di Esino (grotta LOBG47 – La Poderizza).
ETÀ - Posizione stratigrafica e geometria implicano un'età terziaria,
anteriore all'approfondimento della Valle Seriana.
134
Fig. 16 – Versante orientale del M. Secco: il piastrone dei conglomerati del Vendulo evidenzia
un paleofondovalle sospeso, troncato dalla valle attuale e dislocato da piani di scivolamento
gravitativo (in rosso). (foto C. Ferliga)
3.4.5 - Conglomerato della Corna di Lader (DER)
DEFINIZIONE – Conglomerati a clasti ben selezionati e arrotondati; lenti a
stratificazione obliqua; arenarie laminate o gradate, in strati decimetrici
(depositi alluvionali). Conglomerati clinostratificati (depositi di versante e
di frana). Cementazione ottima; carsificati; lembi isolati dall’erosione,
sospesi di 120 m sul fondovalle attuale.
SINONIMI – Unità di nuova istituzione; vengono attribuiti a essa anche i
conglomerati affioranti a Ceradello e indicati da TARAMELLI (1896) come
“Alluvione villafranchiana” .
LIMITI E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Limite inferiore sulla
successione carnico-norica, inciso a quote nettamente inferiori a quelle della
paleovalle a cui si raccordavano i conglomerati del Vendulo (Fig. 15);
troncati da una superficie erosionale polifasica che si approfondisce per
almeno 180 m, entro cui sedimenta la successione dell’anfiteatro del Serio.
Localmente ammantati da depositi glaciali del supersintema della Colma o
del sintema della Trinità di Parre.
LITOLOGIA – Depositi alluvionali: conglomerati in banchi metrici, a
supporto clastico, matrice scarsa o assente, clasti con selezione da buona a
ottima, da 1 a 3 cm, arrotondati; alla base conglomerati massivi a supporto
clastico con matrice arenacea, mal selezionati, clasti arrotondati da 1 a 15
cm e sparsi blocchi sino a 40 cm; arenarie medie e grossolane in strati
decimetrici, laminate e gradate; arenarie medie e grossolane in corpi metrici
135
con stratificazione obliqua da barra. Clasti prevalentemente carbonatici:
Dolomia Principale, calcari grigi (Esino), sparsi calcari neri; subordinate
areniti fini verdine (<10 %), Verrucano (<10 %), gneiss (<10 %).
- Depositi di versante: conglomerati clinostratificati a supporto clastico e
matrice arenacea scarsa, clasti spigolosi mal selezionati, sino a blocchi
metrici, carbonatici provenienti dalle pareti soprastanti.
Facies eteropiche o intercalate a scala non cartografabile. Da ottimamente
cementati sino a litificati, con pellicole millimetriche di cemento calcitico
che riveste i clasti; localmente, nei livelli privi di matrice, vuoti riempiti da
cementi microcristallini rosati.
AREA DI AFFIORAMENTO - Versante settentrionale di Corno Falò, da
quota 565 m sino a q. 870 m (facies di versante); ripiano di q. 650 a
Ceradello; versante sopra Sant'Alberto e Martorasco.
MORFOLOGIA - Piastroni isolati dall’erosione e sospesi sino a 120 m
rispetto al fondovalle attuale, profondamente carsificati in falda, con cavità
decametriche e condotte freatiche.
ETÀ - Posizione stratigrafica e geometria dei corpi implicano un’età
posteriore rispetto ai conglomerati del Vendulo, e anteriore a quella della
valle attuale; si propone quindi un’età miocenica.
3.4.6 - Conglomerato di Babes (CUB)
DEFINIZIONE - Conglomerati stratificati con clasti carbonatici (depositi
alluvionali). Conglomerati clinostratificati con clasti mal selezionati e
spigolosi (depositi di versante). Diamictiti con ciotoli e blocchi spigolosi
(depositi di frana). Da ottimamente cementati sino a litificati.
SINONIMI – Brecce villafranchiane (CHARDON, 1975); Unità di Babes p.p.
(FERLIGA & CORBARI, 2000).
LIMITI E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Limite inferiore erosionale su
unità della successione permiana o triassica, separate da lineamenti tettonici
di importanza regionale (Linea della Val Canale e faglie correlate), o con le
tilliti di Rizzoli (supersintema della Colma del Piano, tab. 4). Limite
superiore erosionale polifasico, in parte ammantato dal sintema di Valcanale
(supersintema della Selva di Clusone).
LITOLOGIA – Depositi alluvionali: conglomerati grossolanamente
stratificati in banchi decametrici, a supporto clastico con abbondante
matrice arenacea, ciottoli sino a decimetrici ben selezionati e arrotondati;
conglomerati in corpi stratoidi o lenticolari, a supporto clastico e matrice
scarsa o assente. Clasti prevalentemente carbonatici. Ciottoli di dimensioni
inferiori al decimetro talora disciolti, sino a conferire all'ammasso un
aspetto cariato.
- Depositi di versante: conglomerati in corpi lenticolari o stratoidi
clinostratificati, a supporto clastico o di matrice fine, clasti mal selezionati,
136
spigolosi, alimentati direttamente dai versanti settentrionali del gruppo
Cima Valmora - Cima del Fop.
- Depositi di frana: diamictiti a supporto clastico o di matrice fine, con
blocchi spigolosi sino a metrici; clasti calcareo-dolomitici chiari (Esino),
localmente abbondanti clasti carbonatici scuri (unità anisiche).
Facies eteropiche non distinte cartograficamente per motivi di scala.
Depositi da ottimamente cementati sino a litificati.
AREA DI AFFIORAMENTO - Media e alta valle del torrente Acqualina,
tra i 1050 e i 1250 m di quota, sia lungo il versante meridionale sia sul
versante settentrionale sopra l'abitato di Valcanale.
MORFOLOGIA E PALEOGEOGRAFIA- Parzialmente conservata; le
facies alluvionali, eteropiche a facies di versante, costituiscono un piastrone
sospeso sino a 150 m sulla valle attuale; placche di depositi di versante e di
frana, con giacitura anomala, sono presenti a quote correlabili anche sul
versante opposto a quello di alimentazione. Tutti questi elementi portano a
riunire i singoli corpi conglomeratici in un’unica unità, legata ad una fase in
cui il fondovalle era non solo molto più alto dell’attuale ma anche con una
topografia sensibilmente diversa. L’unità viene cartografata quindi
singolarrmente, dato il significato nell’ambito dell’evoluzione dell’intera
valle dell’Acqualina,
ETÀ- Posizione stratigrafica, sopra un primo episodio di avanzata glaciale,
quota e geometrie dei depositi implicano un'età pliocenica.
3.4.7 - Formazione di Leffe (LEF)
DEFINIZIONE - Limi, limi argillosi, sabbie fini, limi calcarei laminati con
livelli ricchi in gasteropodi dulciacquicoli (depositi lacustri). Torbe e ligniti
in banchi metrici con macrofossili vegetali e resti di mammiferi (depositi
palustri e di torbiera).
SINONIMI - Villafranchiano lacustre (S.G.I, 1954); Formazione di Leffe
(FERLIGA & CORBARI, 2000).
LIMITI E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Limite inferiore con porfiriti
alterate (sondaggio Fornace Martinelli); limite superiore erosionale con il
conglomerato del Castello di Casnigo (Fig. 15).
LITOLOGIA - Successione complessa di sedimenti legati in gran parte a
situazioni di bassa energia (lacustre-torbiera), con stratigrafia nota solo
attraverso dati puntiformi di sottosuolo (gallerie di miniera, grandi scavi
edilizi, sondaggi); la porzione affiorante comprende:
- depositi lacustri: limi calcarei laminati passanti verso l'alto a limi e limi
argillosi con laminazioni parallele e sabbie fini, con gusci di molluschi
dulciacquicoli (Fig. 17 destra); argille grigie massive;
- depositi di torbiera: livelli metrici di torbe e ligniti, talora con tronchi
deformati per il carico, intercalati a banchi di limi argillosi nerastri con
137
abbondante materia organica (gyttja), affioranti alla base della successione
esposta (Fig. 17 sinistra).
Fig. 17 - Alveo del torrente Re: livelli di torba alla sommità della Formazione di Leffe
(sinistra); limi calcarei con resti di molluschi dulciacquicoli (destra)(foto Ferliga)
RAVAZZI (2003; a cui si rimanda per la vasta bibliografia esistente sul
bacino lacustre di Leffe) sulla base dei dati dei sondaggi delle miniere e del
sondaggio condotto appositamente dal CNR in località Fornace Martinelli,
distingue una "unità inferiore" sepolta, primo riempimento del bacino da
parte di depositi provenienti dai versanti; l'"unità biogenica" caratterizzata
da sedimenti carbonatici a cui sono intercalati i banchi di lignite coltivati nel
secolo scorso, e affiorante nell'alveo del torrente Re attorno a q. 420- 440 m
s.l.m.; e l'"unità sommitale" caratterizzata da sedimentazione fine terrigena.
Sopra a queste vegono segnalate (RAVAZZI, 2003) argille grigie ("Argille di
Ca Manot") interpretate come eteropiche ai conglomerati del terrazzo di
Casnigo; l'assenza di affioramenti non ha permesso però di cartografarne
l'estensione areale nè di accertarne i rapporti stratigrafici.
CONTENUTO PALEONTOLOGICO - Caratteristica dei depositi della
formazione di Leffe è la presenza di una ricca fauna fossile a vertebrati.
Entro i limi calcarei sono frequenti le associazioni a molluschi
dulciacquicoli (ESU & GIROTTI, 1991). Abbondanti sono stati inoltre in
passato i rinvenimenti, entro i banchi di lignite, di faune a vertebrati, fra cui
Archidiskon meridionalis Nesti e Rhinoceros etruscus Falc. (VIALLI, 1956).
138
Di notevole significato stratigrafico sono inoltre il contenuto palinologico e
i macroresti vegetali (VENZO, 1950; LONA, 1950; RAVAZZI, 1993).
AREA DI AFFIORAMENTO - Alveo del torrente Re, e lungo le due
scarpate - orientale e occidentale - del terrazzo di Casnigo; le mappe delle
miniere e gli scavi edilizi permettono di accertarne l'estensione sino a tutto
l'abitato di Leffe.
ETÀ - Sulla base del contenuto palinologico e delle analisi paleomagnetiche
(BUCHA & SIBRAWA, 1986; RAVAZZI, 1993; MUTTONI et alii, 2006) la
deposizione dell'unità si estende dalla parte terminale del Pliocene al
Pleistocene inferiore (RAVAZZI, 1993).
3.4.8 - Gruppo di Cazzano S. Andrea (AZ)
DEFINIZIONE - Conglomerati a supporto clastico, diamictiti a supporto di
matrice, arenarie grossolane; clasti carbonatici locali (depositi alluvionali).
Diamictiti a supporto di matrice e conglomerati a supporto clastico, con
clasti spigolosi dal versante soprastante (depositi di versante). Da
ottimamente cementati a litificati.
SINONIMI – Unità di nuova istituzione; comprende una serie di terrrazzi
conglomeratici già indicati come Unità di Peia-Gandino (RAVAZZI, 2003),
Unità di Casnigo p.p. (FERLIGA & CORBARI, 2000), .
SUPERFICI LIMITE E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Limite inferiore
direttamente sulla successione norica; limite superiore con materiali di
alterazione attribuiti alla formazione di Tribulina del Castello (Fig. 15).
Il litosoma ad alimentazione locale riunito nel Gruppo di Cazzano presenta
al suo interno e con le unità limitrofe rapporti stratigrafici complessi e non
facilmente ricostruibili data la scarsità di affioramenti nella parte centrale
del bacino. Una parte di esso può essere considerato eteropico ai
conglomerati di Val Bronesca; le geometrie osservate, la presenza
localmente di paleosuoli intercalati, la morfologia caratterizzata da più
ordini di terrazzi indicano però trattarsi di una serie di corpi simili per
alimentazione e caratteristiche di cementazione, ma non coevi fra loro. Allo
stato attuale delle ricerche, data la discontinuità degli affioramenti, si è
preferito mantenere una distinzione prettamente litologica, riunendo quindi
in un gruppo tutti i conglomerati di alimentazione locale presenti entro il
bacino di Leffe.
LITOLOGIA - Depositi di conoide alluvionale: conglomerati in corpi
stratoidi o lenticolari con base erosionale, supporto clastico prevalente,
matrice arenacea, clasti a selezione scarsa, da centimetrici a decimetrici, da
subangolosi a subarrotondati, talora gradazione diretta; diamictiti massive a
supporto di matrice arenaceo-limosa con abbondanti ciottoli eterometrici
subarrotondati; ghiaie fini in corpi lenticolari a supporto clastico, ciottoli
subarrotondati; sabbie e arenarie grossolane, con strutture da corrente. Clasti
carbonatici di provenienza locale.
139
- Depositi alluvionali: conglomerati a stratificazione orizzontale, supporto
clastico, ciottoli ben selezionati sino a decimetrici arrotondati e appiattiti;
embricazione frequente. Alimentazione locale.
- Depositi di versante: diamictiti a supporto di matrice fine con clasti
spigolosi eterometrici, da centimetrici a pluridecimetrici; conglomerati a
supporto clastico in corpi stratoidi, con clasti eterometrici spigolosi. Clasti
carbonatici provenienti dal versante soprastante.
Facies variamente intercalate o eteropiche, non separabili alla scala della
carta. Cementazione estremamente variabile in funzione della posizione
geometrico-stratigrafica e dell’età relativa: depositi litificati nei terrazzi più
alti e antichi, cementazione da ottima sino a scarsa nei livelli via via più
bassi e recenti incassati entro questi.
AREA DI AFFIORAMENTO - Val Gandino, a quote comprese tra i 430 e i
730 m circa.
MORFOLOGIA - Ben conservata, con diversi ordini di terrazzi
riconoscibili anche entro i nuclei storici dei centri abitati.
ETÀ - Pleistocene
3.4.9 - Conglomerato del Castello di Casnigo (NIG)
DEFINIZIONE - Conglomerati in banchi a supporto clastico, clasti
prevalentemente carbonatici; cementazione ottima (depositi alluvionali).
SINONIMI - “ceppo di varia età” (S.G.I, 1954); Unità di Casnigo p.p.
(FERLIGA & CORBARI, 2000).
LIMITI E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Limite inferiore marcatamente
erosionale sulla parte superiore della formazione di Leffe; limite superiore
erosionale, sottolineato da un evidente paleosuolo, su cui poggiano i
conglomerati di Val Bronesca, oppure a organi geologici con la formazione
di Tribulina del Castello (Fig. 15).
LITOLOGIA - Depositi alluvionali: conglomerati in banchi metrici,
supporto clastico, matrice arenacea; clasti da centimetrici sino a decimetrici,
arrotondati e di forma ellissoidica. Prevalenti nettamente i ciottoli
carbonatici, con subordinati clasti silicei (Verrucano Lombardo, micascisti,
gneiss, arenarie e peliti). Cementazione ottima.
AREA DI AFFIORAMENTO - Scarpata orientale e ocidentale del terrazzo
di Casnigo.
ETÀ – Sulla base di analisi paleomagnetiche condotte sulle argille della
Formazione di Leffe sottostanti la superficie erosionale alla base dei
conglomerati, MUTTONI et alii (2006) datano i “conglomerati di Casnigo”
come posteriori all’episodio a polarità magnetica normale Jaramillo, e sulla
base di considerazioni stratigrafiche e geometriche a scala regionale come
correlabili allo stadio isotopico marino (Marine Isotpic Stage) MIS22.
Tenendo conto della datazione paleomagnetica sulla sottostante formazione
di Leffe, si propone quindi per il conglomerato del Castello di Casnigo, solo
140
parzialmente equivalenti ai “conglomerati di Casnigo” di MUTTONI et alii
(2006) un’età compresa tra la parte terminale del Pleistocene inferiore e la
parte iniziale del Pleistocene medio.
3.4.10 - Conglomerato di Val Bronesca (ONE)
DEFINIZIONE - Conglomerati a supporto clastico e arenarie, stratificati;
clasti carbonatici e silicei; cementazione ottima (depositi alluvionali).
SINONIMI - “ceppo di varia età” (S.G.I, 1954); Unità di Casnigo p.p.
(FERLIGA & CORBARI, 2000; RAVAZZI, 2003).
LIMITI E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Limite inferiore sulla
successione norica, oppure con il sottostante conglomerato del Castello di
Casnigo, profondamente inciso da una superficie erosionale successivamene
soggetta a pedogenesi; limite superiore a organi geologici con la formazione
di Tribulina del Castello (Fig. 15).
LITOLOGIA - Depositi alluvionali: conglomerati in banchi metrici a
supporto clastico con abbondante matrice arenacea fine, clasti a selezione
discreta, sino a decimetrici, ben arrotondati, di forma subsferica;
conglomerati stratificati a supporto clastico con abbondante matrice
arenacea grossolana, clasti mal selezionati, di diametro sino a 20-30 cm, ben
arrotondati, appiattiti, spesso a disco, presente embricazione; conglomerati
in set a stratificazione obliqua, supporto clastico, matrice scarsa o assente,
ciottoli ben selezionati, da 1 a 6 cm, arrotondati, subsferici, rivestiti da
sottili e discontinue croste di cemento calcitico; arenarie medie e grossolane
in strati decimetrici gradati. Clasti di alimentazione seriana, carbonatici e
silicatici in proporzioni variabili. Cementazione da buona a ottima.
AREA DI AFFIORAMENTO - Porzione superiore delle scarpate del
terrazzo di Casnigo, da q. 450 m circa, sino a quota 510.
MORFOLOGIA E PALEOGEOGRAFIA – Superficie terrazzata sospesa
sino a 100 m sull’alveo attuale del Serio, ben riconoscibile anche se
ammantata dalla coltre eolica pedogenizzata della formazione di Tribulina
del Castello.
ETÀ - Pleistocene medio
3.4.11 - Formazione di Masserini (INR)
DEFINIZIONE - Diamicton a supporto di matrice argillosa di colore 5YR
con sparsi ciottoli residuali a disco, carbonati assenti, vulcaniti arenizzate,
decolorate e con cortex di ossidi di Fe-Mn, Verrucano arenizzato e
decolorato (alterite su depositi alluvionali).
SINONIMI – “fluvioglaciale completamente alterato in argille rosse
"ferretto"” (S.G.I, 1954); Unità di Casnigo p.p. (FERLIGA & CORBARI,
2000).
LIMITI E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Il parent material dell'unità ha
limite inferiore erosionale sulle Argilliti di Riva di Solto o su diamicton
141
pedogenizzato a sparsi ciottoli - non distinto in carta in quanto non
affiorante se non in scavi edilizi, e attribuibile all’unità di Brugali del
limitrofo Foglio 77 - Bergamo), o sui conglomerati di Semonte; la
pedognesi interessa l'intero spessore del deposito, e si spinge nei sottostanti
conglomerati di Semonte generando una superficie a organi geologici.
Limite superiore coincidente con la superficie topografica, troncato dalla
superficie erosionale entro cui è deposto il sintema di Piodera (Fig. 15).
I rapporti con la successione di Leffe affiorante sull’altra sponda del Serio
non sono chiari. Considerando la fascia altimetrica di affioramento dei
sintemi di Masserini e Piodera e dei conglomerati di Casnigo e di Val
Bronesca, nettamente più alta di quella in cui affiorano le unità successive
(gruppo di Vertova) appare evidente che queste unità, geometricmente non
equivalenti fra loro, rappresentino comunque un periodo ben definito nella
storia della valle, durante il quale il paleoSerio scorreva a quote decisamene
maggiori rispetto ai tempi successivi; non appare però possibile definire
quale sia la precisa successione degli eventi sedimentari che hanno portato
alla formazione dei diversi litosomi conglomeratici sopra citati, data la
discontinuità degli affioramenti e l’intensa urbanizazione dell’area.
LITOLOGIA - Alterite sviluppata su depositi alluvionali seriani: diamicton
massivo a supporto di matrice argillosa di colore 5YR con abbondanti
patine di Fe-Mn; sparsi ciottoli residuali arrotondati e appiattiti: carbonati
assenti, Vulcaniti del Monte Cabianca decolorate, arenizzate e con cortex
sino a 2 mm di ossidi Fe-Mn nero, arenarie del Verrucano arenizzate e
decolorate, fantasmi di clasti argillificati chiari con patine di ossidi neri e
rossi.
AREA DI AFFIORAMENTO - Superficie attorno a q. 470-500, presso
Masserini di Gazzaniga.
ETÀ– Sulla base del confronto con i conglomerati del Castello di Casnigo e
di Val Bronesca, si propone un’età compresa tra il Pleistocene inferiore
terminale e gli inizi del Pleistocene medio.
3.4.12 - Sintema di Piodera (PID)
DEFINIZIONE - Ghiaie pedogenizzate per spessori superiori ai 10 metri,
supporto di matrice argillosa di colore 5YR, clasti a disco, con litologie
carbonatiche assenti, vulcaniti acide da arenizzate a argillificate, Verrucano
Lombardo arenizzato; patine di ossidi di Fe-Mn (depositi alluvionali).
SINONIMI – “fluvioglaciale completamente alterato in argille rosse
"ferretto"” (S.G.I, 1954); Unità di Casnigo p.p. (FERLIGA & CORBARI,
2000).
SUPERFICI LIMITE E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Limite inferiore
erosionale sui conglomerati di Semonte o sulla successione norica; a organi
geologici profondi sino a 3 m entro la Dolomia Principale alterata (Colzate);
l’unità si giustappone inoltre alla superficie che tronca il sintema di Mas-
142
serini. Limite superiore coincidente con la superficie topografica (Fig. 15).
Profilo di alterazione di spessore superiore ai 10 m, con clasti carbonatici
assenti, arenarie del Verrucano arenizzate, arenarie del Gruppo dei Laghi
Gemelli con cortex pluricentimetrico arenizzato e nucleo friabile, vulcaniti
acide da arenizzate a argillificate, metamorfiti scure arenizzate e ossidate,
diffuse patine di ossidi Fe-Mn, colore matrice 5YR.
Analogamente a quanto detto per il sintema di Masserini, i rapporti con la
successione di Leffe affioranti sull’altra sponda del Serio non sono chiari, a
causa dell’impossibilità di correlazione sia diretta che per quota delle
singole superfici.
LITOLOGIA - Depositi alluvionali: ghiaie pedogenizzate a supporto di
matrice, con ciottoli residuali silicei ben selezionati e arrotondati, da
appiatiti sino a disco; ciottoli carbonatici presenti come fantasmi argillificati
solo nella porzione più profonda dell'ammasso.
MORFOLOGIA - Parzialmente conservata; i depositi tapezzano un evidente
terrazzo in sinistra idrografica del Serio, incassato entro la supeficie che
tronca il sintema di Masserini.
AREA DI AFFIORAMENTO - Sinistra del Serio, fra Colzate e Fiorano, a
quote comprese fra 440 e 470 m s.l.m..
ETÀ – inizio del Pleistocene medio?
3.4.13 - Formazione di Tribulina del Castello (TBC)
DEFINIZIONE - Limi arrossati (depositi eolici); argille e limi argillosi con
sparsi ciottoli silicatici residuali (alteriti). Colore 5YR.
SINONIMI - Unità di nuova definizione, comprende la coltre di alterazione
e di loess pedogenizzati cartografata come parte sommitale dell’Unità di
Casnigo in FERLIGA & CORBARI, (2000) e descritta in RAVAZZI, 2003;
"fluvioglaciale completamente alterato in argille rosse “ferretto”” (S.G.I,
1954).
SUPERFICI LIMITE E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Limite inferiore a
organi geologici sui sottostanti conglomerati di Val Bronesca, del Castello
di Casnigo e del gruppo di Cazzano. Limite superiore coincidente con la
superficie topografica (Fig. 15).
LITOLOGIA - Alteriti: limi argillosi e diamicton massivi a supporto di
matrice argilloso-limosa con sparsi ciottoli silicei residuali, spesso a disco;
clasti da alterati a arenizzati: litareniti verdi e rosse con cortex
pluricentimetrico estremamente friabile e rubefatto, gneiss friabili, marne
ocracee argillificate, conglomerati permiani con clasti quarzosi in rilievo;
colore della matrice 7.5YR5/6
- Depositi eolici: limi pedogenizzati.
AREA DI AFFIORAMENTO - In destra idrografica del Serio, ricopre le
superfici di Casnigo, Cazzano, Gandino.
ETÀ - Pleistocene
143
3.4.14 - Conglomerato di Villa d'Ogna (VOG)
DEFINIZIONE - Conglomerati e ghiaie con clasti ben selezionati,
arrotondati, carbonatici con subordinati silicoclasti provenienti dall’alta
valle; sabbie medie o grossolane (depositi alluvionali); diamictiti a blocchi
spigolosi di alimentazione locale (depositi di versante). Cementazione
buona in superficie, assente entro l'ammasso.
SINONIMI – Fluvioglaciale Donau (CHARDON, 1975); Unità di Villa
d’Ogna (FERLIGA & CORBARI, 2000).
SUPERFICI LIMITE E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Limite inferiore
non esposto. Limite superiore coincidente con la superficie topografica o
troncato da una superficie erosionale su cui si sovrappone il sintema di
Groppino (successione dell’anfiteatro del Serio) nella sua prosecuzione
entro l’alta valle (Fig. 14).
LITOLOGIA – Depositi alluvionali: conglomerati grossolanamente
stratificati in banchi metrici a base pianoparallela, supporto clastico con
scarsa matrice arenacea, ciottoli ben selezionati, da 4 a 8 cm, ben
arrotondati, debolmente appiattiti quelli di maggiori dimensioni,
embricazione diffusa; ghiaie e conglomerati in corpi stratoidi a base
erosionale, prevalentemente a supporto clastico con abbondante matrice
arenacea, clasti mal selezionati, da centimetrici a decimetrici, ben
arrotondati, subsferici o debolmente allungati; conglomerati e ghiaie in
corpi lenticolari metrici, a supporto clastico con matrice scarsa o assente,
ciottoli ben selezionati, inferiori ai 5 cm, subsferici, evidente stratificazione
obliqua a scala decimetrica; sabbie medie o grossolane in singoli livelli di
spessore variabile, in genere prive di strutture, talvolta laminate.
Nei livelli meglio selezionati e privi di matrice, ciottoli quasi
esclusivamente carbonatici, provenienti dalla successione medio-triassica
affiorante nell'area. Prevalgono calcari dolomitici chiari (calcare di Esino:
35%) e calcari grigio scuri della successione carnica (43%); subordinate le
marne nere (11%) e le marne ocracee (11%); sporadici i silicoclasti del
basamento cristallino e della successione permiana, più frequenti negli
orizzonti più ricchi in matrice, dove possono costituire sino al 20 - 30% del
materiale.
- Depositi di versante: diamictiti al top dell’ammasso o diamicton intercalati
nella successione, a supporto di matrice fine e clasti eterometrici spigolosi,
di alimentazione strettamente locale.
Cementazione ottima lungo le superfici esposte, assente o scarsa entro
l’ammasso.
Lungo la strada che sale a Villa d'Ogna, banchi conglomeratici e
intercalazioni sabbiose evidenziano dislocazioni lungo una serie di piani con
direzione circa E-W, subverticali debolmente immergenti verso N; essi
ribassano la parte centrale dell'affioramento per un rigetto totale di circa 7 8 m, che si attenua verso l'alto. Tale assetto viene interpretato (CHARDON,
144
1972) come di origine tettonica; lineamenti analoghi dislocano la
successione anche negli affioramenti di Festi Rasini e del km 30,
suggerendo la possibilità di analisi strutturali specifiche volte a chiarire il
problema.
AREA DI AFFIORAMENTO - In destra idrografica del Serio, lungo la
scarpata del terrazzo che da Ardesio si estende sino a Ponte della Selva, la
cui superficie è modellata sul sintema di Groppino, e negli scavi edilizi sul
terrazzo stesso; in sinistra idrografica a N del km 30 e presso Festi Rasini.
MORFOLOGIA - Parzialmente conservata: terrazzo discontinuo elevato di
circa 5-7 m rispetto a quello del Sintema di Groppino.
ETÀ – Pleistocene.
3.4.15 - Gruppo di Vertova (VV)
DEFINZIONE - Conglomerati a supporto clastico e clasti arrotondati;
cementazione da buona a ottima (depositi alluvionali). Diamicton massivo a
supporto di matrice pedogenizzato, decarbonatato sino a 10 m, clasti silicei
arenizzati, colore 7.5YR - 5YR (alterite su depositi alluvionali).
Il gruppo di Vertova comprende depositi sottesi da una superficie terrazzata
attorno a q. 440 (Fig. 15). Nella descrizione vengono distinti i conglomerati
di alimentazione seriana affioranti sulla scarpata (conglomerati di Vertova)
dai diamicton massivi con ciottoli residuali alterati (formazione di Colzate)
presenti negli scavi edilizi in superficie, e che verosimilmente risultano
dalla completa alterazione del litotipo conglomeratico.
ETÀ- Pleistocene medio, inteso come età di deposizione dei sedimenti, da
cementati sino a profondamente pedogenizzati, che costituiscono il gruppo
stesso.
Conglomerati di Vertova
DEFINIZIONE - Conglomerati a supporto clastico, clasti carbonatici e
silicei. Cementazione da buona a ottima: depositi alluvionali.
SINONIMI: Unità di Vertova p.p. (FERLIGA & CORBARI, 2000).
LIMITI E RAPPORTI STRATIGRAFICI – Limite inferiore sulla superficie
erosionale che tronca i depositi del sintema di Piodera, approfondendosi per
oltre 40 m entro la successione norica Limite superiore non osservato
direttamente, transizionale con la formazione di Colzate.
LITOLOGIA - Depositi alluvionali: conglomerati a supporto clastico,
localmente con matrice arenacea, ciottoli da centimetrici sino a 20 cm,
selezione da discreta a buona, ben arrotondati, da subsferici a appiattiti,
spesso a disco; embricazione frequente. Clasti prevalentemente carbonatici,
verso Sud aumentano gradualmente i ciottoli provenienti dalla successione
retico-liassica locale; subordinati (30% circa) i silicoclasti provenienti
dall'alta valle. Cementazione da buona a ottima.
AREA DI AFFIORAMENTO - Sinistra idrografica del fiume Serio, lembi
attorno a q. 470 a Nord di Colzate e scarpata attorno alla chiesa di Vertova.
145
MORFOLOGIA E PALEOGEOGRAFIA - I conglomerati strutturano il
terrazzo incassato entro la superficie erosionale polifasica che tronca il
sintema di Piodera e tutte le unità della limitrofa successione di Leffe, con
un dislivello totale sino a 70 m; tale entità porta a ritenere il gruppo di
Vetova come deposto in una fase nettamente successiva rispetto al sintema
di Piodera, e separata da esso da almeno un importante evento erosionale.
ETÀ – In base alle considerazioni geometriche e paleogeografiche su
esposte, il gruppo viene attribuito al Pleistocene medio.
Formazione di Colzate
DEFINIZIONE - Diamicton pedogenizzato, massivo, a supporto di matrice,
con clasti silicei residuali arenizzati; spessore osservato sino a 10 m (alterite
su depositi alluvionali).
SINONIMI: Unità di Vertova p.p. (FERLIGA & CORBARI, 2000).
LIMITI E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Limite inferiore a organi
geologici su Dolomia Principale (scavi edilizi), con alterazione della
dolomia sino a parecchi decimetri. Il limite superiore coincide con la
superficie topografica.
LITOLOGIA - Diamicton a supporto di matrice argilloso-limosa con
ciottoli esclusivamente silicatici: Verrucano con superficie molto scabrosa,
micascisti da friabili a arenizzati, siltiti ocracee completamente argillificate;
fantasmi di ciottoli calcareo-marnosi argillificati e deformati presenti al di
sotto di almeno 7 m dal piano campagna; frequenti patine di Fe-Mn attorno
ai ciottoli e entro la matrice, di colore 7.5YR . L'unità è il prodotto
dell'alterazione di ghiaie alluvionali del fiume Serio, riconducibili per quota
ai conglomerati di Vertova.
AREA DI AFFIORAMENTO - Sinistra idrografica del fiume Serio, a Sud
di Ponte del Costone, a quote comprese tra 465 m e 390 m.
ETÀ – Trattandosi dell’alterite sviluppata sui conglomerati di Vertova, l’età
della formazione del suolo che oggi osserviamo si estende dall’epoca della
deposizione dei sedimenti sino all’Olocene; i depositi che generano la coltre
dialterazione sono comunque databili al Pleistocene medio.
3.4.16 - Supersintema di Fiorano (FR)
DEFINIZIONE - Ghiaie in corpi stratoidi, con ciottoli arrotondati, ben
selezionati (depositi alluvionali). Profilo di alterazione troncato,
decarbonatato sino a 2.5 m, morfologia conservata.
SINONIMI - Unità di Albino p.p. (FERLIGA & CORBARI, 2000).
SUPERFICI LIMITE E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Profilo di
alterazione troncato, con decarbonatazione sino a 2.5 m dal piano
campagna. Limite inferiore osservato: erosionale su Dolomia Principale
(scavi edilizi); limite superiore coincidente con la superficie topografica
(Fig. 15).
146
LITOLOGIA - Depositi alluvionali: ghiaie in corpi stratoidi a supporto
clastico con ciottoli ben arrotondati, appiattiti o a disco, da centimetrici sino
a 20-30 cm, ben selezionati; ghiaie a supporto clastico con abbondante
matrice sabbiosa, clasti da subarrotondati a arrotondati, mal selezionati,
carbonatici e silicei provenienti dall'alta valle.
AREA DI AFFIORAMENTO - Sponda destra del Serio, da Colzate verso
Sud.
MORFOLOGIA - Ben conservata; evidenti terrazzi con scarpate di altezza
compresa fra 5 e 10 m, incassati entro il terrazzo del Gruppo di Vertova.
ETÀ - Pleistocene medio
3.4.17 - Sintema di Torre Boldone (TBO)
DEFINIZIONE - Ghiaie in corpi stratoidi, con ciottoli arrotondati, ben
selezionati (depositi alluvionali). Profilo di alterazione sino a 2 m;
morfologia conservata.
SINONIMI - Alluvioni terrazzate post-würmiane e recenti (S.G.I, 1954),
Unità di Torre Boldone p. p. (FERLIGA & CORBARI, 2000).
SUPERFICI LIMITE E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Limite inferiore
su Calcare di Zorzino e (sondaggio in sponda destra del Serio) su Dolomia
Principale; limite superiore coincidente con la superficie topografica.
Profilo d'alterazione di spessore sino a 2 m, con clasti silicatici
superficialmente alterati (Fig. 15).
LITOLOGIA - Depositi alluvionali: ghiaie a supporto clastico o di matrice
in corpi stratoidi, con clasti arrotondati, ben selezionati, talora a disco, e
intercalazioni di sabbie medie o grossolane.
AREA DI AFFIORAMENTO - Sponda destra e sinistra del Serio, fra
Colzate e Gazzaniga.
MORFOLOGIA - Ben conservata; lembi di terrazzo elevati sino a 2 m
sull'alveo attuale.
ETÀ - Pleistocene medio
3.4.18 - Supersintema della Selva di Clusone (SU)
DEFINIZIONE – Diamicton a supporto di matrice (till d'ablazione).
Diamicton massivi a supporto di matrice, clasti sagomati e striati (till
d'alloggiamento). Ghiaie a ciottoli arrotondati e sabbie (depositi alluvionali
e di contatto glaciale). Profilo di alterazione poco evoluto, colore 10YR,
nell'alta valle 7.5YR; morfologie ben conservate. Comprende i depositi
della valle principale e delle valli laterali, fra loro non correlabili.
SINONIMI – Würm p. p. ( DESIO, 1945; DESIO, 1952; CHARDON, 1975);
Complesso del Serio p. p. (FERLIGA & CORBARI, 2000).
Il supersintema riunisce tutti i depositi legati all'ultima avanzata glaciale
(LGM) entro il bacino del Serio. In questa fase, le fronti dei ghiacciai delle
valli laterali non raggiungono mai il ghiacciaio principale (Fig. 18),
147
vengono quindi suddivisi in un sintema relativo alla valle del Serio (sintema
di Martorasco) e una serie di sintemi locali (tab. 6), tutti non distinti in carta.
ETÀ – Pleistocene superiore.
Fig. 18 - Ghiacciaio della valle principale e ghiacciai locali durante l'LGM, ricostruiti in base
alle evidenze di terreno. Numeri riferiti alla tabella 6: confluenza ipotizzata; trattini gialli:
spartiacque Brembo-Serio-Oglio; tratti azzurri: massima espansione glaciale (MEG )
Sintema di Martorasco
DEFINIZIONE - Diamicton massivi a supporto di matrice sabbiosa, clasti
silicei e a Sud di Gromo subordinati clasti carbonatici (till di ablazione).
Diamicton massivi a supporto di matrice limosa, clasti sagomati e striati (till
di alloggiamento). Ghiaie a supporto di matrice sabbiosa fine con ciottoli
arrotondati, ghiaie a supporto clastico e matrice assente (depositi di contatto
glaciale). Profilo di alterazione poco evoluto, colore della matrice 10YR;
nell’alta valle diviene 7.5 YR per la presenza di litotipi con elevato
contenuto in Fe; morfologie ben conservate.
148
SINONIMI – Glaciale Würmiano p.p. (TARAMELLI, 1887; HAUPT, 1938
(fide Desio); SWOLFS, 1938 (fide Desio); DESIO, 1945; CHARDON, 1975);
Unità della Selva di Clusone (FERLIGA & CORBARI, 2000).
SUPERFICI LIMITE E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Profilo di
alterazione poco evoluto, colore della matrice 10YR; nei depositi dell’alta
valle diviene 7.5 YR per la presenza di litotipi con elevato contenuto in Fe.
Limite inferiore sul basamento o sulla successione permo-mesozoica in tutta
l'alta valle sino a Ardesio; sui conglomerati di Nasolino (ss. della Colma del
Piano) e della formazione di Groppino nel tratto sino a Piario. Limite
superiore coincidente con la superficie topografica, o sepolto da depositi di
versante attribuiti al sintema del Po (alta valle).
LITOLOGIA - Till di ablazione: diamicton massivi a supporto di matrice
sabbiosa, con ciottoli e blocchi sino a metrici e spigoli
subarrotondati/arrotondati; abbondanti massi erratici plurimetrici. Prevalenti
clasti silicei e metamorfici dall'alta valle, a Sud di Gromo subordinati clasti
carbonatici provenienti dalle unità anisico-carniche.
- Till di alloggiamento: diamicton massivi a supporto di matrice limosa di
colore grigio-ocraceo sovraconsolidata, con sparsi clasti di dimensioni da
centimetriche sino a 30 cm, a spigoli arrotondati, frequenti facce piane e
forma a ferro da stiro, talora striati.
- Depositi di contatto glaciale: ghiaie stratificate a supporto di matrice
sabbiosa fine con ciottoli sino a decimetrici, arrotondati; ghiaie in corpi
stratoidi o lenticolari a supporto clastico, matrice assente, ciottoli da
centimetrici a decimetrici ben selezionati, localmente parzialmente
cementate con pellicole di cemento calcitico che rivestono i clasti;
intercalati livelli sabbiosi privi di strutture. Ciottoli prevalentemente
carbonatici, subordinati silicoclasti dell'alta valle. Giacitura originaria non
conservata, basculati con immersione verso l'asse vallivo e inclinazione che
può raggiungere i 70°-75°.
AREA DI AFFIORAMENTO - Versanti della Valle Seriana, da Piario
verso Nord, e superficie del terrazzo in sinistra idrografica pesso Piario.
MORFOLOGIA - Nell'alta valle forme non conservate a causa dell'acclività
dei versanti: depositi in placche discontinue, spesso dislocate da fenomeni
gravitativi assieme al substrato su cui poggiano. Da Gromo verso Sud si
riconoscono cordoni morenici laterali ben conservati (Boario di Gromo,
Novazza, Ardesio). A Piario sono parzialmente riconoscibili le morene
frontali del ghiacciaio seriano: evidenti dossi di elevazione non superiore ai
10 m, su cui sorge il nucleo vecchio del paese. Localmente inoltre sono
conservati piccoli terrazzi di kame, legati a fasi successive a quella di
massimo (Piario).
.
149
Tabella 6 - Supersintema della Selva di Clusone: unità relative ai ghiacciai delle valli laterali; i numeri sono riferiti alla Fig.18 (C. Ferliga)
sintema di sinonimi
area
litologia
morfologia
limite inf
limite sup
profilo alterazione
affioramento
1. Val
unità della Selva di alta
till: diamicton
morene laterali
successione
superficie
poco evoluto, clasti
Sedornia
Clusone (FERLIGA, Val Sedornia
massivi a clasti
evidenti
triassica
topografia
non alterati
2000)
silicei e carbo-natici
2. Valle
unità della Selva di Spiazzi (alta
till:diamicton
morene laterali
successione
superficie
poco evoluto, clasti
Benfit
Clusone (FERLIGA, Valle dei
massivi , clasti
evidenti
triassica
topografica
non alterati
2000)
Molini)
carbonatici
3. Valle del unità della Selva di Valle del
till:diamicton
morene
successione
superficie
colore matrice 10YR
Goglio
Clusone (FERLIGA, Goglio
massivi, clasti
laterofrontali
permiana,
topografica;
- 7.5YR (clasti da
2000)
silicatici; coper-ture (Cadomas)
basamento
sintema del
litotipi ricchi in Fe)
discontinue di
Po
massi erratici
4. Val
non cartografata
Val Sanguigno till:diamicton
morene laterali
successione
superficie
colore matrice 10YR
Sanguigno precedentemente
massivi, clasti
(Baita Bindagola) permiana
topografica;
- 7.5YR (clasti da
silicatici; singoli
sintema del
litotipi ricchi in Fe)
erratici
Po
5.
Valcanale
unità di Valcanale
(FERLIGA, 2000)
alta e media
valle
Acqualina, sino
a località
Zanetti
till: diamicton
massivi, clasti
carbonatici e silicei; depositi
alluvionali: ghiaie
stratificate
till di ablazione:
diamicton massivi a
clasti carbonatic
6. Corno
Negro
unità della Selva di
Clusone (FERLIGA,
2000)
Versante N del
M. Secco
7. Pizzo
del Verem
unità della Selva di
Clusone (FERLIGA,
2000)
Vallone sul
till d'ablazione:
versante NW di diamicton massivi a
Cima del Fop
clasti carbonatici
paleogeografia
fronte alle baite
q. 1254
fronte in località
Albergo Spiazzi
fronte in località
Cadomas
successione
permo-triassica;
conglomerati di
Babes e di
Zanetti
superficie
topografica;
Sintema del
Po
poco evoluto, clasti
non alterati
successione
triassica;
conglomerati di
Zanetti
morene frontali su calcare di Esino
contropendenza
da rilascio
superficie
topografica;
Sintema del
Po
superficie
topografica
poco evoluto, clasti
non alterati
fronte a monte
di Le Cascatelle
(?) o confluente
nel ghiacciaio di
Valgoglio (?)
fronte presso
Zanetti;
ghiacciai laterali
(versante a NE
del Pizzo Arera)
confluenti
fronte attorno a
q. 958
poco evoluto, clasti
non alterati
fronte attorno a
q. 1705
morene laterali e
latero-frontali
(Zanetti; nord di
Baita Vaghetto
alta)
morene laterali
evidenti
150
PALEOGEOGRAFIA - Durante l'ultima avanzata la fronte del ghiacciaio
seriano raggiunge l'abitato di Piario; i ghiacciai presenti nelle valli laterali
non si congiungono a esso. Le morene laterali e frontali del ghiacciaio
principale poggiano sulla superficie del terrazzo costituito dai conglomerati
di Groppino, i depositi fluvioglaciali connessi si incanalano invece nel
fondovalle. Non esistendo alcuna continuità fisica o morfologica fra depositi
glaciali e depositi legati alle acque di fusione, e comprendendo questi ultimi
anche gli apporti dalle valli laterali durante le fasi di ritiro, essi vengono
attribuiti al supersintema senza ulteriori distinzioni.
3.5 - ANFITEATRO DEL SERIO (C. FERLIGA)
Entro l'anfiteatro del Serio è presente una successione sedimentaria
continentale complessa, entro cui sono riconoscibili più fasi di
aggradazione, separate da importanti superfici erosionali (Fig. 19). In
quest’area divengono ben distinguibili unità glacigeniche legate alla fronte
del ghiacciaio plio-pleistocenico del Serio, intercalate ad unità che
testimoniano fasi di ritiro della lingua glaciale stessa.
Fig. 19- Schema dei rapporti stratigrafici intercorrenti fra le unità dell'anfiteatro del Serio. l
conglomerati di Villa d’Ogna (VOG) e della Corna di Lader (DER) fanno parte del substrato
su cui appoggiano le unità dell’anfiteatro,e vengono qui riportati come aggancio alla
successione stratigrafica riconosciuta entro la valle a N di Ponte del Costone (fig. 14).
TIP*=tillite inferiore di Parre, non distinta cartograficamente. Scala verticale maggiore
rispetto a quella orizzontale.
151
Esse perdono identità e tracciabilità verso monte, nella valle del Serio;
l’unico litosoma entro tale successione che può essere seguito con continuità
laterale di affioramento anche entro la valle è il sintema di Groppino, che
pertanto viene cartografato separatamente anche a monte dell’anfiteatro
stesso.
3.5.1 - Conglomerato della Corna de Par e tillite inferiore di Parre (DPA)
DEFINIZIONE - Conglomerati e arenarie da fini a grossolane (depositi
alluvionali). Diamictiti a supporto di matrice, con clasti spigolosi locali:
depositi di versante. Comprensiva della Tillite inferiore di Parre: diamictiti
massive a supporto di matrice fine litificata e sparsi blocchi arrotondati
(depositi glaciali). Clasti prevalentemente carbonatici; depositi da
ottimamente cementati sino a litificati.
SINONIMI – Unità di Parre p.p. (FERLIGA & CORBARI, 2000).
LIMITI E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Limite inferiore erosionale sulla
successione carnico-norica; limite superiore erosionale, su cui appoggia il
Till di Fornaci. All’interno del litosoma cartografato, alla base della Corna
presso la palestra di arrampicata di Parre (q. 530) m, i conglomerati
appoggiano sulla tillite inferiore di Parre, di spessore non cartogrfabile.
LITOLOGIA – Depositi alluvionali: conglomerati in corpi stratoidi a
supporto di matrice arenacea, con abbondanti ciottoli ben selezionati di
dimensioni comprese tra 1 e 6 cm, ben arrotondati, talora con evidente
gradazione inversa; arenarie da fini a grossolane in livelli decimetrici con
laminazioni parallele e strutture gradate; diamictiti a supporto di matrice
fine litificata e clasti sino a decimetrici arrotondati.
- Depositi di versante: diamictiti a supporto prevalentemente di matrice fine
rosata, con clasti spigolosi di provenienza locale mal selezionati da
centimetrici sino a metrici.
Clasti prevalentemente carbonatici, nettamente subordinati i silicoclasti
provenienti dal basamento cristallino e dalla serie permiana. Facies
fittamente intercalate, non distinte alla scala cartografica. Depositi litificati,
singoli clasti non isolabili dalla matrice, tendenza a fratturarsi lungo piani
che attraversano indifferentemente ambedue. Alterazione dei clasti
carbonatici caratteristica, con dissoluzione preferenziale rispetto alla
matrice, e per quelli di dimensioni maggiori nucleo argillificato e sottile
"guscio" integro (Fig. 20).
I depositi si presentano talvolta attraversati da più famiglie di fratture, talora
con dislocazioni dell'ordine di alcuni centimetri lungo piani a basso angolo
con componenti trascorrenti.
Viene cartografata assieme anche la tillite inferiore di Parre, diamictite a
supporto di matrice fine litificata con sparsi ciottoli e blocchi, affiorante con
spessore di pochi metri alla base della successione in corrispondenza della
Corna di Parre.
152
AREA DI AFFIORAMENTO - Base della scarpata del terrazzo di Parre
(palestra di arrampicata),da q. 510 a q. 600 m; dossi isolati a N di Bosgarina
(Villa Emilia, Villa Perelli in DESIO, 1954).
ETÀ - Deposizione anteriore all’avanzata glaciale del till di Fornaci; per
posizione stratigrafica e grado di litificazione si può ipotizzare una
deposizione nel corso del Pliocene superiore. Di probabile età pliocenica è
anche la tillite non cartografata affiorante nell'alveo del fiume Serio in
corrispondenza del km 30 e già segnalata da CHARDON (1975).
Fig. 20 - Strada per Parre: conglomerati con ciottoli carbonatici alterati dal nucleo e matrice
litificata. (foto C. Ferliga)
3.5.2 - Till di Fornace (TFC)
DEFINIZIONE – Diamicton e diamictiti massive a supporto di matrice
sovraconsolidata; clasti arrotondati e striati (till di alloggiamento). Ghiaie e
conglomerati a supporto di matrice, clasti arrotondati, talora striati,
prevalentemente carbonatici (depositi di contatto glaciale).
SINONIMI – “Morenico Riss” fra Villa Perelli, Fornace e Bosgarina e a
Parre (DESIO, 1945); “depositi morenici perlomeno di età mindelliana”
(DESIO, 1952); “morenico di fondo Gunz III” (CHARDON, 1975); Unità di
Fornace (FERLIGA, 2000) e porzione intermedia della successione dell’Unità
di Parre (FERLIGA & CORBARI, 2000).
RAPPORTI STRATIGRAFICI – Limite inferiore sul conglomerato della
Corna de Par; limite superiore erosionale - caratterizato presso Fornace di
Clusone da un paleosuolo troncato - su cui poggiano i conglomerati di Villa
Perelli.
LITOLOGIA – Till di alloggiamento: diamicton massivi a supporto di
matrice limosa grigia sovraconsolidata, con sparsi ciottoli da centimetrici a
153
decimetrici arrotondati, talora a ferro da stiro, spesso striati. Clasti
carbonatici prevalenti, subordinati silicoclasti della successione permiana e
del basamento metamorfico. Talora cementazione ottima. A Fornace la
sommità del deposito è sottolineata da un orizzonte di alterazione spesso
sino a 20 cm, con decarbonatazione completa e silicoclasti da friabili a
argillificati.
- Depositi di contatto glaciale: ghiaie a supporto di matrice sabbiosa grigia,
organizzate in livelli metrici separati da livelli decimetrici sabbioso-ghiaiosi
debolmente cementati, con aspetto massivo e abbondanti ciottoli mal
selezionati, da meno che centimetrici sino a decimetrici, ben arrotondati,
con frequenti facce piane; rari ciottoli calcarei con forme a ferro da stiro e
ciottoli striati. Cementazione scarsa o nulla.
AREA DI AFFIORAMENTO - Scarpata del ripiano di Parre; base del
versante Nord di Cima Tagliate; dossi isolati a Nord di Bosgarina (Villa
Emilia e Villa Perelli in DESIO, 1954).
ETÀ - Deposizione anteriore a quella dei conglomerati di Villa Perelli,
collocabile nel Pliocene superiore.
3.5.3 - Conglomerato di Villa Perelli (VPE)
DEFINIZIONE: Conglomerati e arenarie stratificate, clasti prevalentemente
carbonatici (depositi alluvionali). Cementazione ottima.
SINONIMI - “Alluvione villafranchiana” a Parre (TARAMELLI, 1898);
Fluvioglaciale Riss-Würm fra Villa Perelli, Fornace e Bosgarina e a Parre
(DESIO, 1945); Depositi di conoide alluvionale dell’interglaciale GunzMindell a Parre, conglomerato a elementi locali di una fase fredda pre-Gunz
in Val Flex (CHARDON, 1975); comprensiva di Unità di Villa Perelli
(FERLIGA, 2000) e porzione superiore dell’Unità di Parre (FERLIGA &
CORBARI, 2000).
RAPPORTI STRATIGRAFICI - Limite inferiore col substrato o sul till di
Fornace. Limite superiore erosionale, su cui poggiano a Parre il sintema di
Vac e il sintema di Ceradello, sui dossi di Villa Emilia-Villa Perelli il
sintema di Prati Mini, lungo il versante settentrionale di C. Tagliate la
formazione di Val Flex.
LITOLOGIA - Depositi alluvionali: conglomerati in corpi stratoidi a
supporto clastico e scarsa matrice arenacea, con abbondanti ciottoli ben
selezionati di dimensioni comprese tra 1 e 6 cm, ben arrotondati, talora
evidente gradazione inversa; conglomerati a supporto clastico e matrice
arenacea in corpi lenticolari plurimetrici, con ciottoli ben selezionati, di
dimensioni inferiore ai 4 cm, da subarrotondati a arrotondati, evidente
stratificazione obliqua; arenarie da medie a grossolane in livelli decimetrici
con laminazioni parallele e strutture gradate. Clasti prevalentemente
carbonatici, nettamente subordinati i silicoclasti dal basamento cristallino e
dalla serie permiana. Cementazione ottima. Presso Villa Perelli evidenti
154
deformazioni da glaciotettonica. Lungo le scarpate clasti silicatici (arenarie
rosse, metamorfiti del basamento) da debolmente alterati sino a
completamente friabili, anche negli scassi di più recente apertura.
AREA DI AFFIORAMENTO - Scarpata del ripiano di Parre, da quota 520
sino a quota 700 m; base del versante Nord di Cima Tagliate; dossi isolati a
N di Bosgarina (Villa Emilia e Villa Perelli).
ETÀ - Deposizione anteriore a quella del sintema di Val Flex, collocabile
nel Pliocene superiore.
3.5.4 - Formazione di Val Flex (VFL)
DEFINIZIONE - Limi argillosi, limi, sabbie medio-fini laminati e gradati.
Sequenza negativa, con a tetto arenarie con impronte di vegetali (depositi
lacustri).
SINONIMI - “Argille entro la morena rissiana” presso Vac, “lacustre
rissiano e Riss-Würm(?) in val Flex (DESIO, 1945); Argille lacustri del
Gunz (CHARDON, 1975); Unità di Val Flex (FERLIGA, 2000).
RAPPORTI STRATIGRAFICI – Limite inferiore sui conglomerati di Villa
Perelli o, lateralmente, sulla successione norica; limite superiore erosionale,
su cui appoggiano i conglomerati del Campeggio di Clusone.
LITOLOGIA - Depositi di ambiente lacustre e palustre:
- limi argillosi, limi e sabbie medio-fini organizzati in strati decimetrici a
gradazione diretta, costituiti da lamine pianoparallele millimetriche a
gradazione diretta;
- sabbie fini laminate e gradate, in livelli decimetrici pianoparalleli;
- siltiti e siltiti arenacee ocra, laminate, in strati decimetrici con
deformazione da carico, e livelli ricchi di impronte di piante palustri e di
foglie.
Organizzati come sequenza negativa, con graduale incremento dei depositi
più grossolani verso l’alto.
I depositi affioranti nell’alveo della Val Flex sono interessati da famiglie di
faglie sinsedimentarie con rigetto sino a decimetrico.
AREA DI AFFIORAMENTO - Allo sbocco della valle fra M. Beur e Cima
Tagliate (Val Flex), in corrispondenza del dosso di Fiorine e alla base del
versante sud-orientale di M. Né.
ETÀ - Anteriore a quella dei conglomerati del Campeggio di Clusone,
collocabile in un intervallo compreso tra il Pliocene superiore e il
Pleistocene inferiore.
3.5.5 - Sintema della Trinità di Parre (TPR)
DEFINIZIONE - Diamicton massivi a supporto di matrice di colore 5YR,
profondamente alterati e decarbonatati; massi erratici isolati (depositi
glaciali).
155
SINONIMI - “Morenico rissiano” (DESIO, 1945); Unità della Trinità di
Parre (FERLIGA & CORBARI, 2000).
SUPERFICI LIMITE E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Profilo di
alterazione che interessa l’intero spessore dell’ammasso, caratterizzato da
matrice di colore 5YR, assenza di clasti carbonatici, clasti di Verrucano
superficialmente molto scabrosi, con cortex friabile e elementi quarzosi in
rilievo, quelli di minori dimensioni (cm) completamente friabili; micascisti
e gneiss da friabili a completamente argillificati; localmente presenti
fantasmi di ciottoli marnosi o arenaceo-marnosi ocracei completamente
argillificati. Erratici con superficie estremamente scabrosa e elementi
quarzosi nettamente in rilievo.
Limite inferiore sulla successione mesozoica o sulla formazione della Corna
di Lader. Limite superiore erosionale coincidente con la superficie
topografica, sospesa rispetto alla superficie di aggradazione del sintema di
Vac.
LITOLOGIA - Till d'ablazione: diamicton massivi a supporto di matrice
argilloso-limosa con plaghe più ricche in sabbie quarzoso-micacee derivate
dal disfacimento di ciottoli metamorfici o arenacei; profondamente alterati e
decarbonatati, con ciottoli e blocchi silicatici residuali da subangolosi a
subarrotondati. Coperture discontinue di blocchi subarrotondati di
dimensioni da metriche a plurimetriche provenienti dal basamento
cristallino seriano e dalla successione silicoclastica permiana affiorante
nell'alta valle.
AREA DI AFFIORAMENTO - Placche discontinue di esiguo spessore a
monte di Parre da Cossaglio sino a q. 770; a Premolo, a monte di Ceradello
e sul versante settentrionale del Corno Falò, a quote comprese tra i 650 m e
gli 835 m. Sullo spartiacque con la Valle del Riso sino a q. 725 m.
MORFOLOGIA - Non conservata.
ETÀ - Pleistocene medio.
3.5.6 - Conglomerato del Campeggio di Clusone (GCL)
DEFINIZIONE - Conglomerati in strati suborizzontali, clasti ben
selezionati, arrotondati; arenarie e sabbie laminate e gradate (depositi
alluvional). Cementazione discreta.
SINONIMI - “conglomerato poligenico fluvioglaciale post-rissiano”
(DESIO, 1945); “conglomerato alluvionale fine-Gunz” (CHARDON, 1975);
Unità del Campeggio di Clusone (FERLIGA, 2000).
LIMITI E RAPPORTI STRATIGRAFICI – Limite inferiore erosionale
sulla formazione di Val Flex; limite superiore erosionale ammantato dai
depositi del sintema di Vac.
LITOLOGIA - Depositi alluvionali: ghiaie in strati suborizzontali metrici a
supporto clastico, matrice arenacea scarsa, clasti ben selezionati, da 1 a 10
cm, arrotondati; ghiaie a supporto clastico con abbondante matrice arenacea
156
grossolana, clasti a selezione scarsa, da centimetrici sino a 20 cm,
arrotondati; ghiaie in banchi plurimetrici con stratificazione obliqua da barra
e sequenze fining-upward; sabbie medio fini e arenarie in strati decimetrici
organizzati in sequenze fining-upward, con laminazioni parallele e
gradazione diretta all’interno dei singoli strati; diamicton massivi a supporto
di matrice sabbiosa con sparsi clasti arrotondati sino a decimetrici.
Embricazione presente, verso corrente: Ovest. Clasti prevalentemente
carbonatici non alterati; sparsi Verrucano friabile, gneiss arenizzato, siltiti e
arenarie verdi, marne ocracee argillificate. Cementazione in genere discreta,
con pellicole di cemento discontinue; localmente si presentano non
cementati, oppure in singoli orizzonti con cementazione ottima.
- Depositi di versante: conglomerati in strati metrici clinostratificati,
supporto clastico, matrice arenacea scarsa, clasti subangolosi da centimetrici
a decimetrici, alimentati dalla successione norica soprastante; cementazione
da discreta a buona.
AREA DI AFFIORAMENTO - Allo sbocco della valle posta fra M. Beur e
Cima Tagliate (Val Flex), in corrispondenza del dosso di Fiorine e alla base
del versante sud-orientale di M. Né.
ETÀ- Pleistocene medio.
3.5.7 - Conglomerato del Dosso di Fiorine (DOF)
DEFINIZIONE - Conglomerati a clasti locali, arenarie stratificate con ripple
da corrente: depositi alluvionali. Cementazione ottima. In giacitura
secondarie, immergenti verso SW.
SINONIMI - Unità non segnalata precedentemente
LIMITI E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Limite inferiore non
osservabile. Limite superiore erosionale, con depositi glaciali alterati
attribuiti al supersintema della Colma. Troncati lateralmente dalla superficie
erosionale entro cui si incanalano i depositi fluvioglaciali del sintema di
Bossico e del sintema di Prati Mini.
LITOLOGIA - Conglomerati in strati sino a metrici, a supporto clastico e
marice arenacea, clasti ben selezionati, arrotondati, carbonatici, alimentati
dalla valle del Gera-Valeggia; intercalate arenarie medie in strati
decimetrici, con laminazioni da ripple. Cementazione ottima. In giacitura
secondaria (origine neotettonica?), con inclinazione attorno ai 30° e
immersione verso SW.
AREA DI AFFIORAMENTO - Lato orientale del dosso di Fiorine di
Clusone.
ETÀ - Pleistocene medio?
3.5.8 - Sintema di Vac (VAC)
DEFINIZIONE - Diamicton a supporto di matrice, clasti silicei residuali a
selezione scarsa, arrotondati, talora a disco, colore 5YR (depositi glaciali e
157
alluvionali pedogenizzati). Coperture discontinue di massi plurimetrici
silicatici (depositi glaciali). Ghiaie pedogenizzate, clasti a selezione
discreta, arrotondati, appiattiti; clasti carbonatici argillificati, clasti silicei
arenizzati (depositi alluvionali).
SINONIMI - “Morenico Riss” (T ARAMELLI, 1887; DESIO, 1945; VENZO,
1952); “morenico Würmiano” sul ripiano di Parre (SWOLFS, 1938, fide
Desio); “morenico Mindell” sul ripiano di Parre (DESIO, 1952); "morene
debolmente alterate, Riss" (S.G.I, 1954); “morenico Mindell del ghiacciaio
del Serio” sul ripiano di Parre, “morenico Mindell del ghiacciaio
dell’Oglio” ai piedi del M. Beur, “morenico Riss” presso Bosgarina
(CHARDON, 1975); Unità di Ceradello p.p. e Unità di Costa (FERLIGA et alii,
2000).
SUPERFICI LIMITE E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Profilo di
alterazione che interessa l’intero spessore del deposito, caratterizzato da
matrice argillosa di colore 5YR, decarbonatazione completa, clasti silicatici
con cortex centimetrico, gneiss e micascisti superficialmente friabili, porfidi
poco o per nulla alterati.
Fra Cima Tagliate e Corno Falò, limite inferiore discordante sul
conglomerato del Campeggio di Clusone, sul till di Fornace, sui
conglomerati di Villa Perelli e sulla successione norica; limite superiore
costituito da una superficie erosionale coincidente con la superficie
topografica. Sul ripiano di Parre limite inferiore erosionale sui conglomerati
di Villa Perelli; limite superiore, erosionale, coincidente con la superficie
topografica, troncato dai depositi del conglomerato di Ceradello.
LITOLOGIA - Prevalenti lembi discontinui e di spessore variabile
profondamente alterati e pedogenizzati, costituiti da diamicton massivo a
supporto di matrice argilloso-limosa di colore 5YR, con abbondanti clasti da
subarrotondati a arrotondati da centimetrici sino a metrici; localmente
frequenti (versante attorno a Bosgarina) ciottoli a disco. Clasti carbonatici o
dolomitici assenti, silicoclasti residuali riferibili alla successione permiana e
al basamento cristallino, marne ocracee sporadiche; localmente (versante
attorno a Bosgarina) porfidi violacei caratteristici della successione camuna.
Interpretabile come depositi glaciali e/o depositi alluvionali profondamente
pedogenizzati.
Depositi alluvionali s.s. (sezione presso il punto di coordinate 1570770;
5080025): ghiaie in strati suborizzontali metrici, a supporto di matrice
sabbiosa pedogenizzata, clasti arrotondati, ben selezionati, appiattiti, talora a
disco; embricazione 280° N; nella parte alta matrice limoso-argillosa
(pedogenesi), di colore 7.5YR 5/6. Abbondanti dolomie da arenizzate a
argillificate, calcari grigi argillificati; di poco subordinati gneiss argillificati,
Verrucano arenizzato, vulcaniti del Gruppo dei Laghi Gemelli decolorate e
arenizzate, metamorfiti quarzose friabili.
158
AREA DI AFFIORAMENTO - Versante settentrionale di Cima Tagliate e
Corno Falò, da q. 580 m a q. 700 m; ripiano di Parre, a partire da q. 600 m
s.l.m.
MORFOLOGIA E PALEOGEOGRAFIA - Sul ripiano di Parre sono
presenti depositi glaciali presumibilmente seriani; sul versante di Cima
Tagliate invece gli sporadici clasti di porfiriti viola sembrano indicare una
provenienza camuna ; l’Unità radunerebbe quindi depositi appartenenti a
due ghiacciai diversi, ma con geometria, quote e alterazione concordanti. Le
facies alluvionali hanno giacitura 200°-10° e embricazione compatibili
anch'esse con un'alimentazione da una diffluenza del ghiacciaio camuno.
ETÀ- Pleistocene medio.
3.5.9 - Sintema di Ceradello (CEO)
DEFINIZIONE - Ghiaie e conglomerati con ciottoli ben arrotondati;
profondamente alterati, con decarbonatazione spesso totale, colore 7.5YR
(depositi alluvionali).
SINONIMI - Comprende depositi pedogenizzati considerati come
“morenico Riss” (TARAMELLI, 1887; DESIO, 1945; VENZO, 1952);
“morenico Würmiano” (SWOLFS, 1938, fide Desio); “morenico mindell”
(DESIO, 1952; CHARDON, 1975); Unità di Ceradello p. p. (FERLIGA &
CORBARI, 2000).
SUPERFICI LIMITE E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Depositi
profondamente alterati, spesso con decarbonatazione dell'intero spessore
conservato. Conglomerati del Verrucano Lombardo con massa di fondo
friabile e clasti quarzosi marcatamente in rilievo; gneiss, micascisti, siltiti e
arenarie verdi della Gruppo dei Laghi Gemelli da molto alterati sino a
completamente argillificati; ciottoli ocracei completamente decarbonatati,
fortemente rubefatti e facilmente sfaldabili; matrice argilloso-limosa con
plaghe sabbiose ricche in mica legate alla completa alterazione di clasti
metamorfici; colore della matrice 7.5YR.
Limite inferiore marcatamente erosionale sui conglomerati di Villa Perelli
(Parre), sulla successione carnica (Premolo), sulla Dolomia Principale
(Ceradello). Limite superiore di tipo erosionale, coincidente con la
superficie topografica, o troncato dalla superficie entro cui sedimentano i
conglomerati di Ponte Nossa.
LITOLOGIA - Depositi alluvionali: ghiaie e subordinati conglomerati a
supporto prevalentemente clastico, con ciottoli a selezione da discreta a
buona, di dimensioni sino a 40 cm, ben arrotondati, in genere appiattiti,
frequenti i ciottoli a disco; diffusa embricazione, con verso della corrente
verso SW. Negli affioramenti non raggiunti dal fronte di decarbonatazione,
clasti silicei e di poco subordinati (40%) carbonatici, e cementazione buona.
159
AREA DI AFFIORAMENTO - Lembi discontinui in destra idrografica:
ripiano di Parre, versante sotto Premolo, ripiano di Ceradello, tra i 540 e i
625 m di quota.
MORFOLOGIA – Non conservata.
ETÀ - Pleistocene medio, sulla base di geometria e rapporti stratigrafici.
3.5.10 - Formazione del Fontagnone (FOG)
DEFINIZIONE - Blocchi da decametrici a ettometrici disarticolati, costituiti
da litologie appartenenti alle unità più antiche, parzialmente sepolti dai
depositi del sintema di Groppino (depositi di frana).
SINONIMI - Unità di nuova istituzione.
SUPERFICIE LIMITI E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Base non
affiorante; limite superiore erosionale, coincidente con la superficie
topografica, o sepolta dal Sintema di Groppino.
LITOLOGIA - Accumulo di frana a megablocchi conglomeratici, costituiti
superiormente da arenarie e conglomerati alluvionali a clasti seriani
arrotondati e appiattiti, con cementazione ottima (conglomerato di
Ceradello); inferiormente da conglomerati con abbondante matrice fine,
clasti prevalentemente carbonatici, litificati (conglomerato della Corna de
Par) e intercalazioni di diamictiti con clasti striati (till di Fornace).
Stratificazione originariamente orizzontale, immergente verso il quadrante
sud-orientale, inclinazione 45°- 50°.
AREA DI AFFIORAMENTO - Sbocco della valle del Fontagnone, a Est di
Parre, dal livello attuale del Serio a q. 550 m.
MORFOLOGIA E PALEOGEOGRAFIA – Evidente dosso emergente dalla
superficie del terrazzo dei conglomerati di Groppino; piastroni disarticolati,
separati da ampie fratture beanti che condizinano il drenaggio locale.
L’unità rappresenta un evento catastrofico di crollo dalla parete che tronca
la superficie di Parre.
ETÀ - Pleistocene medio, sulla base di geometria e rapporti stratigrafici.
3.5.11 - Conglomerato di Ponte Nossa (ONA)
DEFINIZIONE - Conglomerati in strati suborizzontali, clasti a disco;
arenarie grossolane (depositi alluvionali). Cementazione ottima. Profilo di
alterazione troncato, colore 7.5YR, clasti silicei arenizzati; morfologia
conservata, sospesi sul fondovalle attuale.
SINONIMI - Unità di nuova istituzione.
SUPERFICI LIMITE E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Profilo di
alterazione troncato, con matrice limoso-sabbiosa di colore 7.5YR, clasti
esclusivamente silicei, arenizzati o con cortex pluricentimetrico per gli
elementi di diametro superiore al decimetro. Limite inferiore non osservato;
limite superiore coincidente con la superficie topografica, o troncati da una
superficie erosionale su cui poggia il sintema di Groppino.
160
LITOLOGIA - Depositi alluvionali: conglomerati a supporto clastico e
matrice arenacea scarsa, con clasti ben selezionati, arrotondati, di
dimensioni sino a decimetriche, spesso a disco quelli silicei; a essi si
intercalano livelli massivi con abbondante matrice e selezione scarsa, con
blocchi sino a metrici, e arenarie talvolta laminate in livelli decimetrici.
Cementazione ottima
AREA DI AFFIORAMENTO - Terrazzo in destra idrografica entro
l’abitato di Ponte Nossa.
MORFOLOGIA - Ben conservata, terrazzo sospeso rispetto al fondovalle
attuale e ai depositi del sintema di Groppino.
ETÀ- La deposizione, anteriore a quella del Sintema di Groppino, é
collocabile nel Pleistocene medio.
3.5.12 - Sintema di Groppino (ROP)
DEFINIZIONE - Conglomerati e ghiaie ben stratificati, clasti a disco,
abbondanti silicoclasti dall'alta valle (depositi alluvionali); conglomerati e
diamictiti clinostratificate, a clasti spigolosi (depositi di versante e di frana);
facies eteropiche, che si intercalano variamente, non distinguibili alla scala
della carta. Cementazione ottima in superficie, da scarsa a discreta in
profondità. Profilo di alterazione sino a 2 m, colore 7.5YR, clasti silicei
arenizzati; morfologie conservate, sospesi sul fondovalle attuale.
SINONIMI - “Diluvium” (TARAMELLI, 1915); “Morena di fondo
Würmiana” (SWOLFS, 1938, fide Desio); “Fluvioglaciale Rissiano” (DESIO,
1945; 1952); "fluvioglaciale ghiaioso alterato per circa un metro" (S.G.I,
1954); “morenico e fluvioglaciale Gunz II” a Groppino, “Gunz I o Donau?”
a Ardesio e Ludrigno, oppure “conglomerati villafranchiani” (CHARDON,
1975); Unità di Groppino (FERLIGA & CORBARI, 2000).
SUPERFICI LIMITE E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Profili
d'alterazione non conservati a Nord di Ponte della Selva; a valle depositi
molto alterati, con completa assenza di carbonati entro i primi 3 - 5 m dalla
superficie, matrice sabbiosa pressochè completamente argillificata, con
silicoclasti residuali; blocchi arenacei e conglomeratici (Verrucano,
conglomerato Basale) con cortex di spessore sino a 2 - 3 cm friabile e clasti
quarzosi in rilievo, gneiss con cortex centimetrico molto friabile. Fronte di
decarbonatazione sino a 7 - 8 m dalla superficie, con ciottoli calcarei anche
decimetrici completamente argillificati.
Limite inferiore erosionale sui conglomerati di Villa d’Ogna, o coincidente
con la superficie che tronca i Conglomerati di Ponte Nossa. Limite superiore
coincidente con la superficie topografica a Sud di Ponte Selva; a Nord
erosionale con i depositi glaciali del supersintema della Selva di Clusone,
del sintema della Pineta di Clusone, del sintema dei Morti Vecchi.
LITOLOGIA – Il sintema di Groppino presenta gran parte delle facies
caratteristiche di una valle non occupata da ghiacciaio, con frequenti
161
intercalazioni e eteropie non risolvibili alla scala del rilevamento; per tale
motivo non vengono distinte in carta. Esso comprende:
- depositi alluvionali: conglomerati e ghiaie ben stratificati in banchi
metrici, supporto clastico, matrice sabbiosa grossolana scarsa; ciottoli ben
selezionati, di dimensioni da 10 a 30 cm, ben arrotondati e appiattiti, spesso
a disco, con frequente embricazione; conglomerati e ghiaie grossolanamente
stratificati, a prevalente supporto clastico, con abbondante matrice sabbiosoghiaiosa fine, ciottoli scarsamente selezionati, con dimensioni da 7 a 20 cm
e subordinati blocchi da 30 sino a 60 cm, ben arrotondati, appiattiti o a disco
frequentemente embricati; sabbie grossolane in corpi lenticolari con
laminazioni oblique.
Abbondanti silicoclasti provenienti dall'alta valle, di poco subordinati gli
elementi carbonatici triassici. Cementazione buona in corrispondenza delle
scarpate erosionali, scarsa in seno all'ammasso, con croste discontinue di
cemento calcitico di spessore millimetrico che rivestono i clasti.
- depositi di conoide alluvionale: conglomerati stratificati in banchi metrici,
talora con chiusura laterale a lente, supporto clastico con abbondante
matrice arenaceo-conglomeratica fine ben arrotondata, ciottoli ben
selezionati, ben arrotondati, talora appiattiti, e embricazione frequente;
intercalati livelli lenticolari di sabbie carbonatiche grossolane, non
cementate e prive di strutture. Petrografia che riflette la successione mediotriassica affiorante nella valle di alimentazione. Cementazione buona.
- depositi di versante e di frana: conglomerati a supporto clastico e matrice
arenaceo-limosa in corpi stratoidi clinostratificati, con clasti spigolosi
eterometrici di dimensioni sino a decimetriche; parzialmente cementati, con
croste discontinue di cemento calcitico che non riveste i clasti. Diamictiti a
supporto clastico e abbondante matrice fine carbonatica, clasti sino a
plurimetrici, spigolosi; in genere ben cementate entro l'ammasso. Clasti di
provenienza strettamente locale, dai versanti soprastanti.
AREA DI AFFIORAMENTO - Sinistra idrografica: terrazzi di Ardesio,
Villa d'Ogna, Piario e della Pineta di Clusone; destra idrografica: terrazzi su
cui sorgono Ludrigno, Martorasco, Parre bassa e Ponte Nossa. Depositi
alluvionali si trovano anche nelle valli laterali tributarie, in particolare nella
valle dell'Ogna, in Val Fontagnone, nella Valle Nossana.
MORFOLOGIA – Terrazzati, tuttora in erosione, con fenomeni di
scalzamento al piede e crollo di blocchi plurimetrici; conoidi di frana
reincisi allo sbocco dei valloni laterali. Fra Ponte Selva e Piario la superficie
del terrazzo presenta ampie doline di crollo per dissoluzione della frazione
carbonatica (clasti, matrice, cemento).
ETÀ - Pleistocene medio, per geometria e rapporti stratigrafici.
162
3.5.13 - Conglomerati di Ponte della Selva (OSE)
DEFINIZIONE - Conglomerati in strati suborizzontali, clasti arrotondati, a
disco; arenarie grossolane in strati decimetrici (depositi alluvionali).
Cementazione da buona a ottima. Sospesi sul fondovalle attuale.
SINONIMI - Unità di nuova istituzione.
LIMITI E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Limite inferiore non esposto;
poggiano in discordanza entro la superficie che tronca il sintema di
Groppino. Limite superiore coincidente con la superficie topografica.
LITOLOGIA - Depositi alluvionali: conglomerati in strati suborizzontali a
supporto clastico, matrice arenacea scarsa, clasti a selezione da scarsa a
discreta, arrotondati, spesso a disco, embricazione presente; intercalate
arenarie grossolane in strati decimetrici; clasti silicei e carbonatici in uguale
proporzione. Cementazione da buona a ottima.
AREA DI AFFIORAMENTO - Fra Ponte Selva e la Valle del Riso, lembi
di terrazzo con superficie compresa tra i 500 e i 490 m s.l.m.
ETÀ - Posteriore per geometria al sintema di Groppino, e collocabile nel
Pleistocene medio.
3.5.14 - Sintema di Prati Mini (PII)
DEFINIZIONE - Diamicton massivi a ciottoli e blocchi in abbondante
matrice sabbiosa (till di ablazione). Profilo di alterazione troncato, clasti
carbonatici assenti; morfologie arrotondate, in erosione.
SINONIMI - Unità di nuova istituzione; “depositi Würmiani del ghiacciaio
dell’Oglio” p.p. (LEVY, 1815, fide Desio); “morenico Würmiano” p.p.
(TARAMELLI, 1887; HAUPT, 1938, fide Desio; SWOLFS, 1938, fide Desio;
DESIO, 1945; DESIO, 1952; CHARDON, 1975), Unità di Prati Mini (FERLIGA
& CORBARI, 2000).
SUPERFICI LIMITE E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Profilo di
alterazione troncato; decarbonatazione per almeno un metro dalla superficie.
Superficie degli erratici non carbonatici scabrosa, con elementi quarzosi in
rilievo; erratici carbonatico-terrigeni (orizzonti a "terra rossa" del calcare
Rosso) con clasti calcarei disciolti in superficie, incavati.
Limite inferiore discordante sul sintema di Groppino e sui conglomerati di
Villa Perelli. Limite superiore erosionale coincidente con la superficie
topografica.
LITOLOGIA - Till di ablazione: diamicton massivi a ciottoli e blocchi
subarrotondati in abbondante matrice sabbiosa. Clasti silicei e subordinati
elementi carbonatici della successione triassica. Frequenti massi erratici
sparsi di dimensioni sino a plurimetriche.
AREA DI AFFIORAMENTO - Dossi a Ovest e Sud-Ovest di Fiorine, sino
a Ponte Selva; inoltre in destra idrografica a Nord di Parre.
MORFOLOGIA - Parzialmente conservata; cordoni morenici a profilo
arrotondato, alti non più di una decina di metri e larghi sino a 50 m, presenti
163
solo a Ovest di Fiorine (Prati Mini). In genere spessori esigui di till, o
coperture pressochè continue di erratici di varie dimensioni.
ETÀ- Per geometria e alterazione, l'unità è anteriore al sintema dei Morti
Vecchi, e collocabile nel Pleistocene medio.
3.5.15 - Sintema dei Morti Vecchi (MVH)
DEFINIZIONE - Diamicton massivi a supporto di matrice, clasti
prevalentemente siliccei (till d’ablazione). Profilo d’alterazione troncato,
morfologie ben conservate.
SINONIMI - Unità di nuova istituzione; “depositi Würmiani del ghiacciaio
dell’Oglio” p.p. (LEVY, 1915, fide Desio); “morenico Würmiano” p.p.
(TARAMELLI, 1887; HAUPT, 1938, fide Desio; SWOLFS, 1938, fide Desio;
DESIO, 1945; DESIO, 1952; CHARDON, 1975), Unità della Selva di Clusone
p.p. (FERLIGA & CORBARI, 2000).
SUPERFICI LIMITE E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Limite inferiore
discordante sui conglomerati di Villa d’Ogna, sul sintema di Groppino, sui
conglomerati di Villa Perelli o della Corna de Par; limite superiore
coincidente con la superficie topografica; profilo d'alterazione troncato,
clasti esclusivamente silicatici alterati, colore matrice 7.5 YR.
LITOLOGIA - Till di ablazione: diamicton massivi a supporto di matrice
limoso-sabbiosa, con ciottoli e blocchi sino a metrici, a spigoli
subarrotondati o arrotondati; abbondanti massi erratici superficiali di
dimensioni plurimetriche. Prevalenti litotipi silicoclastici e metamorfici
affioranti nell'alta valle.
AREA DI AFFIORAMENTO - Terrazzo in sinistra, fra Monte Né e Ponte
della Selva, immediatamente all’esterno dei depositi del Sintema della
Pineta.
MORFOLOGIA - Cordoni morenici frontali a profilo arrotondato, che
confluiscono lateralmente a formare due dossi allungati.
ETÀ - In base alle geometrie e all'alterazione, essa è legata a un’avanzata
glaciale anteriore a quella del Sintema della Pineta e collocabile nel
Pleistocene medio.
3.5.16 - Sintema della Pineta (INE)
DEFINIZIONE - Diamicton massivi a supporto di matrice e clasti
prevalentemente silicei (till d’ablazione). Profilo d’alterazione visibile
spesso 120 cm, colore 7.5 YR, morfologie ben conservate.
SINONIMI - Unità di nuova istituzione; “depositi Würmiani del ghiacciaio
dell’Oglio” p.p. (LEVY, 1915, fide Desio); “morenico Würmiano” p.p.
(TARAMELLI, 1887; HAUPT, 1938 fide Desio; SWOLFS, 1938, fide Desio;
DESIO, 1945; DESIO, 1952; CHARDON, 1975), Unità della Selva di Clusone
p.p. (FERLIGA & CORBARI, 2000).
164
SUPERFICI LIMITE E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Profilo di
alterazione caratterizzato da spessori osservati sino a 120 cm, con
decarbonatazione completa e silicoclasti moderatamente alterati, colore
della matrice 7.5 YR.
Limite inferiore discordante sui conglomerati di Villa d’Ogna e sul sintema
di Groppino; limite superiore coincidente con la superficie topografica.
LITOLOGIA - Till d’ablazione: diamicton massivi a supporto di matrice
sabbiosa, con clasti sino a metrici subarrotondati o arrotondati; abbondanti
massi erratici superficiali plurimetrici. Clasti in prevalenza silicoclastici e
metamorfici dall'alta valle; subordinati (< 40%) clasti carbonatici
provenienti da unità anisico-carniche.
AREA DI AFFIORAMENTO - Sinistra idrografica, dall'abitato di Piario
sino al confine col Comune di Clusone.
MORFOLOGIA - Ben conservata; cordoni morenici evidenti, alti pochi
metri e a profilo appuntito, estesi in direzione NE-SW a partire dalle
estreme propaggini del Monte Né.
ETÀ- Non esiste alcun elemento per una datazione geocronometrica
dell’unità in esame; essa è legata a un’avanzata glaciale anteriore all’ultima,
collocabile nel Pleistocene superiore o medio.
3.6 - ANFITEATRO OGLIO-BORLEZZA (C. FERLIGA)
Nel corso del Plio-Quaternario l’area corrispondente all’attuale Val
Borlezza è stata occupata ripetutamente da una diffluenza del ghiacciaio
dell'Oglio, tanto da sviluppare un vero e proprio anfiteatro laterale, con una
successione sedimentaria complessa (Fig. 21).
Le fasi piu antiche, coincidenti con il MEG locale, sono conservate in
posizione di cresta e suggeriscono la deposizione prima del definitivo
raggiungimento della attuale fisiografia; a queste, riunite nel sintema di
Corno Ceresa, seguono tre avanzate riconoscibili (sintemi di Stale d’Onito,
di Prati di Sta e di Bossico), in cui la fronte del ghiacciaio si espandeva
verso Nord-Ovest appoggiandosi ai sedimenti che colmano la depressione di
Clusone e sbarrando l’alto corso del Gera-Valeggia. Questa porzione più
esterna dell’anfiteatro drenava verso la valle del Serio, e presenta le
morfologie classiche per un anfitatro, con piane fluvioglaciali raccordate ai
cordoni più esterni e scaricatori ben riconoscibili, che troncano i cordoni
morenici più antichi.
Successivamente, in fasi a estensione e spessore di ghiaccio minori, la
lingua glaciale rimaneva entro la Val Borlezza sbarrando la valle senza più
raggiungere la piana di Rovetta, e provocando l'aggradazione di una piana
alluvionale alimentata dalla valle Gera-Valeggia-Borlezza, a cui si
raccordavano conoidi da trasporto in massa (Fig. 22). A ogni ritirata del
ghiacciaio tali piane venivano reincise dal corso d'acqua locale, affluente nel
Lago d’Iseo. Si è così venuta a creare una serie di terrazzi alluvionali
165
successivi, incassati l'uno nell'altro, che terminano in corrispondenza dei
depositi frontali (erratici, till, morene conservate) della rispettiva lingua
glaciale (FERLIGA, 2007).
Fig. 21 - Schema dei rapporti stratigrafici fra le unità dell’anfiteatro della Val Borlezza
(comprensivo della porzione compresa nel limitrofo Foglio 078 – Breno).
Fig. 22 – Schema delle relazioni fra fronte glaciale, depositi alluvionali locali e fluvioglaciali
camuni desunte dai dati di terreno. A) fase in cui il ghiacciaio colmava tutta l’area; B) fasi in
cui il ghiacciaio si afacciava sulla piana di Clusone e la sua piana fluvioglaciale scendeva
verso il Serio; C) fasi in cui il ghiacciaio si attestava in val Borlezza e sia il drenaggio locale
sia le acque di fusione trovavano deflusso verso il Lago d’Iseo, incanalandosi presumibilmente
alla base del ghiacciaio stesso. (ridisegnato, da FERLIGA, 2007).
166
Di queste unità nel Foglio Clusone affiora solo la porzione alluvionale
locale, mentre lo sbarramento glaciale è testimoniato nel limitrofo Foglio
078 - Breno.
3.6.1 - Sintema di Corno Ceresa (ERE)
DEFINIZIONE - Diamicton pedogenizzati con silicoclasti residuali;
diamictiti litificate; erratici sparsi (depositi glaciali). Alterazione spinta,
colore 5YR, clasti carbonatici assenti, clasti silicei con cortex di spessore
pluricentimetrico.
SINONIMI - "morene alterate con abbondante materiale argilloso
raccordabili alle cerchie esterne, Mindel o Riss" (S.G.I, 1954); "morene di
età indeterminata" (ASSERETO & CASATI, 1966); Complesso del Monte di
Lovere, unità di Brugai (FERLIGA et alii, 2000); Alloformazione di Corno
Ceresa (FERLIGA & BINI, 2007).
LIMITI e RAPPORTI STRATIGRAFICI - Profilo di alterazione che
interessa l’intero spessore del deposito, caratterizzato da matrice argillosolimosa di colore 5YR, clasti carbonatici assenti, marne ocra completamente
argillificate, litareniti ocra con cortex sino a 5 cm argillificato e interno
friabile, micascisti molto friabili, gneiss arenizzati, conglomerati permiani
con cortex di spessore variabile, frequenti litotipi non più riconoscibili,
argillificati e rubefatti. Il fronte di decarbonatazione ha andamento a organi
geologici, e si estende entro le unità sottostanti, che possono presentarsi
alterate per oltre 1 m di spessore.
Il Sintema di Corno Ceresa poggia in discordanza sui conglomerati di
Campos (gruppo del Culmine) o direttamente sula successione norica.
LITOLOGIA - Depositi glaciali: spessori sino a 10 m di diamicton massivo
a supporto di matrice argilloso-limosa, clasti da centimetrici sino a 60 cm,
arrotondati, silicatici residuali; diamictiti massive a supporto di matrice fine
nocciola con sparsi clasti calcarei arrotondati, cementazione ottima sino a
completa litificazione; coperture discontinue di erratici sino a metrici.
AREA DI AFFIORAMENTO - Versanti a monte di Rovetta, da quota 800
m a quota 1110 m s.l.m.
MORFOLOGIA - Non conservata. Placche di depositi glaciali in posizione
di cresta e nettamente troncate dai versanti attuali.
ETÀ- Pliocene superiore
3.6.2 - Conglomerato di Fino del Monte (FIM)
DEFINIZIONE - Conglomerati, sabbie e arenarie in strati e lenti (depositi
alluvionali e di conoide). Diamictiti in corpi stratoidi clinostratificati, a
supporto di matrice fine e clasti angolosi (depositi di versante).
Cementazione ottima, carsificati.
SINONIMI - Segnalato come morfologia: cono alluvionale (DESIO et alii,
1970); Complesso di Castione p.p , (FERLIGA, 2000).
167
SUPERFICI LIMITE E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Limite inferiore
non esposto; limite superiore coincidente con la superficie topografica,
caratterizzato da loess pedogenizzato che seppellisce l'originario paleosuolo,
o erosionale con i depositi glaciali del sintema di Stalle d'Onito
(Songavazzo, dosso Foppe).
LITOLOGIA - Depositi alluvionali e di conoide: conglomerati
grossolanamente stratificati in banchi metrici a giacitura suborizzontale,
supporto clastico, matrice arenacea grossolana; conglomerati in corpi
lenticolari plurimetrici a supporto clastico con scarsa matrice molto
grossolana e cemento in sottili croste che rivestono parzialmente i clasti; set
di conglomerati a stratificazione obliqua decimetrica; ciottoli ben
selezionati, da 4 - 5 cm a 1 dm, ben arrotondati, spesso embricati.
Conglomerati in corpi lenticolari plurimetrici a supporto di matrice arenacea
grossolana con ciottoli da centimetrici a decimetrici, a selezione scarsa, da
subangolosi a subarrotondati. Sabbie e arenarie da medie a grossolane in
strati e lenti di spessore decimetrico, con struttura gradata.
- Depositi di versante e di trasporto in massa: diamictiti in corpi stratoidi
clinostratificati, a supporto di matrice fine ocraceo-rosata e abbondanti
ciottoli di diametro da centimetrico a decimetrico, angolosi o subangolosi di
forma irregolare.
Clasti provenienti dalle unità ladinico-noriche: prevalenti dolomie chiare e
calcari dolomitici (calcare di Esino, Dolomia Principale); nelle facies
alluvionali anche clasti di siltiti e arenarie verdastre o di marne siltose
ocracee (formazione di S. Giovanni Bianco). Cementazione buona nei
litotipi a granulometria più grossolana; talora scarsa in quelli più fini.
AREA DI AFFIORAMENTO -Versante destro della valle del Valeggia
(Fino del Monte) e versante sinistro di fronte al ponte vecchio che unisce
Rovetta a Songavazzo; scarpata di Dosso Foppe.
MORFOLOGIA - Ben riconoscibile, anche se marcatamente in erosione:
evidente terrazzo delimitato da scarpata alta sino a 90 m rispetto all'alveo
attuale, a cui si raccordano i depositi da trasporto in massa delle valli
laterali. Talora carsificati. Presso Dosso Foppe, morfologia non conservata.
PALEOGEOGRAFIA - Il conglomerato di Fino del Monte è più antico
rispetto ai più antichi depositi glaciali sedimentati entro la topografia attuale
(sintema di Stalle d'Onito). Esso è l’unità più recente fra un gruppo di
litosomi presenti estesamente entro la paleovalle del Gera da Fino sino a
Bratto di Castione, nel limitrofo Foglio 078 – Breno, e per il quale non sono
identificabili a valle di San Lorenzo di Rovetta-Songavazzo - entro l’attuale
Val Borlezza - affioramenti correlabili per quote e litologia (Fig. 2). I dati di
terreno indicano per tali unità un contesto deposizionale in una fisiografia
non confrontabile con l’attuale, e come tali, nel Foglio 078 – Breno
verranno trattate entro una successione separata da qualsiasi contesto
bacinale attuale. Nel presente foglio, per motivi di semplificazione della
168
legenda, e dato che tale unità costituisce parte del substrato su cui si
ammantano le unità glaciali dell’anfiteatro Oglio-Borlezza, essa viene
trattata assieme a queste ultime, anche se gli affioramenti più occidentali
(Dosso Foppe) possono far pensare ad un originaria confluenza, almeno in
questa fase, verso il bacino del Serio.
ETÀ - Pliocene - Pleistocene inferiore.
3.6.3 - Sintema di Stalle d'Onito (SON)
DEFINIZIONE - Diamicton massivi pedogenizzati con silicoclasti camuni
da friabili a arenizzati (depositi glaciali). Diamicton massivi e ghiaie con
clasti subarrotondati carbonatici (depositi alluvionali locali e di debrisflow). Colore matrice 5YR, clasti carbonatici arenizzati nei depositi
alluvionali locali, assenti in quelli glaciali; morfologie non conservate.
SINONIMI – Unità di Stalle d'Onito (FERLIGA et alii, 2000);
Alloformazione di Stalle d’Onito (FERLIGA & BINI, 2007).
SUPERFICI LIMITE E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Limite inferiore
erosionale su Dolomia Principale (depositi glaciali); limite superiore
erosionale, coincidente con la superficie topografica.
Profilo di alterazione troncato; nei depositi glaciali: arenarie del Verrucano
arenizzate, conglomerati con cortex centimetrico friabile, marne ocra
argillificate, carbonati assenti, colore matrice 5YR.
LITOLOGIA - Depositi glaciali: diamicton massivi a supporto di matrice
argilloso-limosa con ciottoli e blocchi silicatici residuali di provenienza
camuna.
- Depositi alluvionali locali e di debris-flow: ghiaie stratificate a supporto
clastico e matrice sabbiosa pedogenizzata, clasti subarrotondati carbonatici
locali; diamicton massivi a suporto di matrice sabbiosa e clasti carbonatici
subangolosi di alimentazione dalla Val Borlezza o dai versanti soprastanti.
AREA DI AFFIORAMENTO - Fra Songavazzo e Rovetta.
MORFOLOGIA - Non conservata per i depositi glaciali. Parzialmente
conservata, in erosione, per quelli alluvionali locali, terrazzati.
ETÀ - Pleistocene medio
3.6.4 - Sintema di Prati di Sta (PTT)
DEFINIZIONE - Diamicton massivo a supporto di matrice con clasti
camuni (till di alloggiamento). Conglomerati con clasti arrotondati,
cementazione ottima (depositi fluvioglaciali). Profilo d'alterazione troncato,
a organi geologici sui conglomerati; decarbonatazione maggiore di 2 m su
till; colore 7.5 YR.
SINONIMI - "fluvioglaciale ghiaioso alterato per circa un metro" (S.G.I,
1954); "morene fresche raccordabili alle cerchie interne" (DESIO et alii,
1970); Unità di Songavazzo p.p., Unità di Prati di Sta, Complesso di Fiorine
169
(FERLIGA et alii, 2000); Alloformazione di Prati di Sta (FERLIGA & BINI,
2007).
SUPERFICI LIMITE E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Limite inferiore
erosionale sui conglomerati di Fino del Monte. Limite superiore erosionale,
coincidente con la superficie topografica, o con la superficie entro cui si
deposita il sintema di Bossico.
Profilo di alterazione troncato; nelle ghiaie totale decarbonatazione e clasti
silicei da alterati a arenizzati, colore fra 7.5YR e 5YR. Sul till di
alloggiamento decarbonatazione per almeno due metri osservabili, con clasti
silicei alterati, colore della matrice 7.5YR. Nei debris-flow alterazione sino
a 2 m, con clasti da arenizzati a argillificati, colore matrice 7.5YR.
LITOLOGIA - Depositi fluvioglaciali: conglomerati grossolanamente
stratificati a supporto clastico con abbondante matrice arenacea, ciottoli mal
selezionati a spigoli arrotondati e forma irregolare; conglomerati in corpi
stratoidi, supporto clastico, matrice scarsa o assente, con ciottoli ben
selezionati, ben arrotondati, di forma allungata o appiattiti; cementazione
buona. Ghiaie a supporto di matrice argilloso-limosa pedogenizzata, clasti
residuali silicei alterarati, da appiatiti a disco, in orizzonti planari.
- Depositi glaciali: diamicton massivo a supporto di matrice limoso argillosa
sovraconsolidata, con sparsi ciottoli e blocchi di provenienza camuna,
arrotondati e levigati.
- Depositi di debris-flow: ghiaie a supporto di matrice sabbiosa e diamicton,
con clasti spigolosi carbonatici di alimentazione locale.
AREA DI AFFIORAMENTO - Piana di Clusone, fra Fiorine e Dosso San
Francesco.
MORFOLOGIA - Parzialmente conservata, in erosione. Cordoni morenici
frontali molto arrotondati e difficilmente distinguibili, a cui si raccorda un
evidente terrazzo alluvionale che scende verso il bacino del Serio.
PALEOGEOGRAFIA - Fase in cui la diffluenza camuna arriva sino ai dossi
di Maninetti, ammantandoli; i depositi alluvionali locali e fluvioglaciali
drenano quindi verso la valle del Serio.
ETÀ - Pleistocene medio
3.6.5 - Sintema di Bossico (BOI)
DEFINIZIONE - Diamicton massivo a supporto di matrice con clasti
camuni (till d'ablazione). Diamicton massivo a supporto di matrice
sovraconsolidato con clasti striati (till d'alloggiamento). Limi e argille
limose laminate (depositi lacustri). Ghiaie stratificate a clasti locali o di
alimentazione camuna (depositi alluvionali e fluvioglaciali). Profilo di
alterazione troncato, silicoclasti arenizzati, colore 7.5YR - 5YR.
SINONIMI - "morene fresche raccordabili alle cerchie interne", "alluvioni
antiche terrazzate" (DESIO et alii, 1970); "morene fresche" (ASSERETO &
170
CASATI, 1966); Allogruppo dell’Oglio (FERLIGA et alii, 2000);
Alloformazione di Bossico (FERLIGA & BINI, 2007).
SUPERFICI LIMITE E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Nella piana fra
San Lorenzo e Cerete alto, profilo di alterazione troncato e quasi
completamente asportato dalla prolungata attività agricola; lateralmente sui
cordoni morenici: spessore conservato sino a 2 m, con fantasmi di ciottoli
carbonatici argillificati alla base, Verrucano Lombardo da friabile a
arenizzato, ammassi argilloso-micacei (gneiss?), peliti e arenarie verdi
argillificate. Matrice argilloso-limosa di colore tra 7.5YR e 5YR.
Limite inferiore erosionale sulla successione norica o sui depositi della
successione del Valeggia (supersintema della Colma, tab.4); è incisa dalla
superficie entro cui sedimenta il sintema di Cedrini.
LITOLOGIA - Till d'ablazione: diamicton massivo a supporto di matrice
limoso-sabbiosa con clasti da centimetrici a metrici arrotondati.
- Till d'alloggiamento: diamicton massivo a supporto di matrice con sparsi
clasti sillicei e carbonatici arrotondati e talora striati, sovraconsolidato.
Silicoclasti di provenienza camuna e subordinati clasti carbonatici della
successione triassica.
- Depositi lacustri: argille limose e limi nocciola in sequenze laminate e
gradate.
- Depositi alluvionali: ghiaie a supporto di matrice sabbiosa in strati
suborizzontali, clasti da subarrotondati a arrotondati, selezione buona,
carbonatici locali e silicatici camuni.
AREA DI AFFIORAMENTO - Porzione interna dell'anfiteatro morenico di
San Lorenzo di Rovetta, sino a Cerete alto.
MORFOLOGIA - Ben conservata, in erosione. Cordoni morenici a profilo
arrotondato sezionati da scaricatori glaciali presenti in più ordini fra San
Lorenzo e Vogno; morena su cui sorge la chiesa di Cerete alto e evidenti
morene (Foglio 078 - Breno) di Palà basso.
PALEOGEOGRAFIA - Fase in cui la diffluenza camuna arriva sino al
ripiano di San Lorenzo di Rovetta, ammantando i depositi più antichi quivi
presenti; i depositi alluvionali locali e fluvioglaciali drenano quindi verso la
valle del Serio.
ETÀ - Pleistocene medio
3.6.6 - Sintema di Cedrini (EDR)
DEFINIZIONE - Diamicton massivo a supporto di matrice, clasti silicatici
camuni (till d'ablazione). Diamicton massivo a supporto di matrice
sovraconsolidato, clasti striati (till d'alloggiamento). Limi e argille limose
laminate (depositi lacustri). Ghiaie clinostratificate a supporto di matrice,
clasti mal selezionati (depositi di contatto glaciale). Diamicton massivo a
supporto di matrice e ghiaie a clasti subangolosi (depositi di versante).
171
Profilo di alterazione troncato, carbonati assenti, silicoclasti arenizzati,
colore 7.5YR - 5YR.
SINONIMI - Unità di nuova istituzione, comprendente depositi glaciali
attribuiti all’ultima avanzata glaciale: "morene fresche raccordabili alle
cerchie interne" (DESIO et alii, 1970); "morene fresche" (ASSERETO &
CASATI, 1966); Allogruppo dell’Oglio (FERLIGA et alii, 2000);
Alloformazione di Cedrini (FERLIGA & BINI, 2007).
SUPERFICI LIMITE E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Profilo di
alterazione troncato; su depositi di ablazione alterazione in tutto lo spessore,
con carbonati assenti o ridotti a fantasmi argillificati, Verrucano Lombardo
da friabile a arenitizato, micascisti assenti, peliti e arenarie verdi con cortex.
Matrice argilloso-limosa di colore fra 7.5YR e 5 YR; su till d'alloggiamento
alterazione limitata alla porzione più superficiale.
Limite inferiore erosionale sul sintema di Bossico; limite superiore
erosionale, su cui si giustappongono i depositi del sintema di Fonteno.
LITOLOGIA - Depositi glaciali: diamicton massivo a supporto di matrice
limoso-sabbiosa con clasti da centimetrici a metrici arrotondati (till
d'ablazione); diamicton massivo a supporto di matrice con sparsi clasti
sillicei e carbonatici arrotondati e talora striati, sovraconsolidato (till
d'alloggiamento). Silicoclasti di provenienza camuna e subordinati clasti
carbonatici della successione triassica.
- Depositi di contatto glaciale: ghiaie clinostratificate a supporto di matrice
sabbiosa con clasti mal selezionati, da subangolosi a subarrotondati, con
selezione e organizzazione crescente allontanandosi dai depositi di
ablazione a cui fanno passaggio laterale; silicoclasti e carbonati di
provenienza camuna.
- Depositi lacustri: argille limose e limi nocciola in sequenze laminate e
gradate.
- Depositi di versante: diamicton massivo a supporto di matrice e ghiaie a
supporto di matrice, con clasti carbonatici subangolosi e sparsi silicoclasti
residuali.
AREA DI AFFIORAMENTO - Parte bassa del versante sinistro della Val
Borlezza, sino al ripiano a monte di Cerete basso.
MORFOLOGIA - Scarsamente conservata; lembi di terrazzi di contatto
glaciale lungo il versante sinistro della valle.
PALEOGEOGRAFIA - Avanzata glaciale in cui la diffluenza camuna
occupa quasi interamente la Val Borlezza, sbarrandone il deflusso fra Cerete
alto e Cerete basso.
ETÀ - Pleistocene medio
3.6.7 - Sintema di Fonteno (FOE)
DEFINIZIONE - Diamicton massivo a supporto di matrice con clasti
silicatici camuni (depositi glaciali). Ghiaie con clasti subangolosi locali
172
(depositi di versante). Ghiaie e sabbie medie e fini stratificate; clasti
carbonatici locali, cementazione variabile (depositi alluvionali). Profilo di
alterazione troncato, spessore maggiore di 3,5 m, colore 7.5YR.
SINONIMI - Unità di nuova istituzione; "morene fresche raccordabili alle
cerchie interne" (DESIO et alii, 1970); "morene fresche"(ASSERETO &
CASATI, 1966); Allogruppo dell’Oglio, Unità di Cerete p.p. (FERLIGA et alii,
2000); Alloformazione di Fonteno (FERLIGA & BINI, 2007).
SUPERFICI LIMITE E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Profilo di
alterazione troncato, visibile sino a 3,5 m di spessore. Su depositi glaciali:
conglomerati del Verrucano Lombardo con cortex centimetrico friabile,
arenarie arenizzate; metamorfiti basiche con patine di ossidazione; porfidi
viola arenitizzati; sparse marne ocra argillificate; alla base calcari e dolomie
chiare argillificati. Su depositi alluvionali: dolomie e subordinati calcari
arenizzati per almeno 1,5 m. Colore matrice 7.5YR 3/4.
Limite inferiore erosionale sui depositi del sintema di Cedrini; limite
superiore erosionale su cui si giustappongono i depositi del sintema dei
Morti del Contagio.
LITOLOGIA - Depositi glaciali: diamicton massivo a supporto di matrice
limoso-sabbiosa con clasti da centimetrici a metrici arrotondati; silicoclasti
di provenienza camuna e subordinati clasti carbonatici della successione
triassica.
- Depositi alluvionali: ghiaie stratificate a supporto clastico, con matrice
sabbiosa abbondante, clasti a selezione discreta, subarrotondati; ghiaie con
stratificazione obliqua da barra, supporto clastico, matrice scarsa o assente,
clasti ben selezionati, subarrotondati; sabbie medie e fini in strati sino a
metrici, laminate e gradate. Clasti carbonatici di litotipi affioranti nella valle
del Gera-Valeggia, molto subordinati silicoclasti alterati da depositi glaciali
più antichi.
- Depositi da trasporti in massa: diamicton massivi e ghiaie a supporto di
matrice sabbiosa, in corpi lenticolari o stratoidi; clasti subangolosi da
centimetrici a decimetrici, costituiti da dolomie e calcari della successione
norica affiorante lungo i versanti e da silicoclasti residuali dalla
rielaborazione di depositi glaciali più antichi.
AREA DI AFFIORAMENTO - Fondovalle del Borlezza, terrazzo che risale
verso NW da q. 480 (conoide di Covale) sino a q. 520 a Nord di Cerete
Basso.
MORFOLOGIA - Ben conservata, in erosione. Depositi alluvionali incisi e
terrazzati, con orlo sospeso sino a 45 m sull’alveo attuale, a cui si
raccordano corpi messi in posto per trasporto in massa.
PALEOGEOGRAFIA - Piana alluvionale del Gera-Valeggia con deflusso
sbarrato dalla difluenza del ghiacciaio camuno che invade la bassa valle.
ETÀ - Pleistocene medio.
173
3.6.8 - Sintema dei Morti del Contagio (ORM)
DEFINIZIONE - Ghiaie con clasti subangolosi locali (depositi di versante).
Conglomerati e ghiaie, sabbie e arenarie medie e fini stratificate; clasti
carbonatici locali (depositi alluvionali). Cementazione variabile. Profilo di
alterazione troncato, decarbonatazione maggiore di 2 m, colore 7.5YR.
SINONIMI - Unità di nuova istituzione; "morene fresche raccordabili alle
cerchie interne"(DESIO et alii, 1970); "morene fresche" (ASSERETO &
CASATI, 1966); Allogruppo dell’Oglio, Unità di Cerete p.p. (FERLIGA et alii,
2000); Alloformazione dei Morti del Contagio (FERLIGA & BINI, 2007).
SUPERFICI LIMITE E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Profilo di
alterazione troncato dall'attività antropica. Su depositi glaciali (Foglio 078 Breno) decarbonatazione per almeno 2 m dalla superficie, Verrucano da
friabile a arenizzato, micascisti assenti, anfiboliti con inizi di ossidazione.
Limite inferiore erosionale sui depositi del sintema di Fonteno; limite
superiore erosionale su cui si giustappongono i depositi del sintema di
Piazza di Sovere.
LITOLOGIA - Depositi alluvionali: conglomerati e ghiaie stratificate a
supporto clastico con matrice sabbiosa, clasti a selezione discreta,
subangolosi; ghiaie a supporto clastico con matrice scarsa o assente, clasti
ben selezionati, da 1 a 6 cm, subarrotondati; sabbie medie e fini in strati sino
a metrici laminate e gradate. Clasti carbonatici da litotipi della valle del
Gera-Valeggia; molto subordinati silicoclasti alterati provenienti da depositi
glaciali più antichi.
- Depositi di trasporto in massa e di versante: conglomerati e ghiaie a
supporto clastico con matrice sabbiosa scarsa o assente; diamicton massivi e
ghiaie a supporto di matrice sabbiosa in corpi lenticolari o stratoidi; clasti
subangolosi da centimetrici a decimetrici, carbonatici locali.
Cementazione locale, lungo le scarpate, da buona a ottima.
AREA DI AFFIORAMENTO - Fondovalle del Borlezza, terrazzo che risale
verso NW da q. 470 all’estemo orientale del foglio, sino a q. 500 a monte di
Cerete Basso.
MORFOLOGIA - Ben conservata. Depositi alluvionali incisi e terrazzati,
con scarpate sospese sino a 20 m sull’alveo attuale, sostenuti dai depositi
glaciali correlati presenti nel limitrofo Foglio 078 - Breno; alla superficie
del terrazzo si raccordano corpi messi in posto per prevalente trasporto in
massa allo sbocco dei canaloni laterali.
PALEOGEOGRAFIA - Depositi alluvionali alimentati dalla valle GeraValeggia, sbarrati dalla difluenza del ghiacciao camuno che invade la bassa
valle ostacolandone il deflusso.
ETÀ - Pleistocene medio.
174
3.6.9 - Sintema di Piazza di Sovere (PSO)
DEFINIZIONE - Ghiaie a supporto di matrice con clasti subangolosi locali
(depositi di debris flow). Ghiaie e sabbie medie e fini stratificate; clasti
carbonatici locali (depositi alluvionali). Profilo di alterazione troncato,
decarbonatazione sino a 2 m, colore 7.5YR. Morfologie ben conservate.
SINONIMI - Unità di nuova istituzione; "morene fresche raccordabili alle
cerchie interne"(DESIO et alii, 1970); "morene fresche"(ASSERETO &
CASATI, 1966); Allogruppo dell’Oglio, Unità di Cerete p.p. (FERLIGA et alii,
2000); Alloformazione di Piazza di Sovere (FERLIGA & BINI, 2007).
SUPERFICI LIMITE E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Profilo
d’alterazione troncato; su depositi glaciali (Foglio 078 - Breno) carbonati
assenti sino a 2 m dalla superficie, arenarie del Verrucano Lombardo con
cortex arenizzato di spessore pluricentimetrico. Colore matrice 7.5YR.
Limite inferiore sui depositi alluvionali dei sintemi dei Morti del Contagio e
di Fonteno. Limite superiore localmente sepolto da depositi di colata
riferibili al sintema del Po.
LITOLOGIA - Depositi alluvionali: ghiaie stratificate a supporto clastico
con matrice sabbiosa, clasti a selezione discreta, subangolosi; ghiaie a
supporto clastico con matrice scarsa o assente, clasti ben selezionati,
subarrotondati; sabbie medie e fini in strati sino a metrici laminate e
gradate. Clasti di alimentazione locale, molto subordinati silicoclasti alterati
provenienti da depositi glaciali più antichi.
- Depositi da trasporto in massa: diamicton massivi e ghiaie a supporto di
matrice sabbiosa in corpi lenticolari o stratoidi; clasti subangolosi da
centimetrici a decimetrici di dolomie e calcari della successione norica
affiorante lungo i versanti.
AREA DI AFFIORAMENTO - Fondovalle della Val Borlezza, presso
Cerete basso; superficie terrazzata ben riconoscibile a partire da q. 425 sino
a q. 475-480 entro l’abitato di Cerete Basso.
MORFOLOGIA - Ben conservata; terrazzi alluvionali e corpi legati a
trasporto in massa, raccordati ai depositi glaciali presenti nel limitrofo
Foglio 078 - Breno.
PALEOGEOGRAFIA - Depositi alluvionali alimentati dalla valle GeraValeggia, sbarrati dalla difluenza del ghiacciao camuno che invade la bassa
valle ostacolandone il deflusso.
ETÀ - Pleistocene medio.
3.6.10 - Sintema di Sovere (VEE)
DEFINIZIONE - Ghiaie a supporto di matrice con clasti subangolosi locali
(depositi di debris-flow). Ghiaie e sabbie medie e fini stratificate (depositi
alluvionali). Clasti carbonatici locali. Alterazione scarsa, decarbonatazione
sino a 1.5 m, colore matrice fra 10YR e 7.5YR. Morfologie ben conservate.
175
SINONIMI - Unità di nuova istituzione; "alluvioni antiche terrazzate"
(DESIO et alii, 1970; ASSERETO & CASATI, 1966); Allogruppo dell’Oglio,
Unità di Cerete p.p. (FERLIGA et alii, 2000); Alloformazione di Sovere
(FERLIGA & BINI, 2007).
SUPERFICI LIMITE E RAPPORTI STRATIGRAFICI - Profilo
d’alterazione troncato; su depositi glaciali (Foglio 078 - Breno) carbonati
assenti sino a 1.5 m dalla superficie, arenarie del Verrucano Lombardo con
cortex arenizzato di spessore sino a 2 cm, completamente arenizzati per
diametro inferiore a 4 cm; micascisti e gneiss da friabili a arenizzati; peliti e
arenarie verdi con cortex decolorato, anfibolliti sane. Colore matrice fra 7.5
e 10YR.
Limite inferiore erosionale sui sintemi di Piazza di Sovere e dei Morti del
Contagio; limite superiore coincidente con la superficie topografica.
LITOLOGIA - Depositi alluvionali: ghiaie stratificate a supporto clastico
con matrice scarsa o assente, clasti ben selezionati, subarrotondati; sabbie
medie e fini in strati sino a metrici, laminate e gradate. Clasti carbonatici di
alimentazione locale; molto subordinati silicoclasti alterati provenienti da
depositi glaciali più antichi.
- Depositi di debris-flow e di trasporto in massa: diamicton massivi e ghiaie
a supporto di matrice sabbiosa, in corpi lenticolari o stratoidi; clasti
subangolosi da centimetrici a decimetrici, costituiti da dolomie e calcari
della successione norica affiorante lungo i versanti.
AREA DI AFFIORAMENTO - Fondovalle della Val Borlezza, presso
Cerete basso.
MORFOLOGIA - Ben conservata; lembi di terrazzi alluvionali sospesi sino
a 15 m rispetto all'alveo attuale.
PALEOGEOGRAFIA - A Est del limite del Foglio i depositi alluvionali si
raccordano ai depositi glaciali frontali della diffluenza del ghiacciaio
camuno, responsabile dello sbarramento della Valle Borlezza e della loro
aggradazione.
ETÀ - Pleistocene medio
176
177
V. TETTONICA
1. - TETTONICA REGIONALE (F. BERRA, F. JADOUL, G.B. SILETTO)
L’assetto tettonico dell’area del Foglio Clusone è caratterizzato da una
struttura a pieghe e retroscorrimenti legati alla compressione alpina
orientata Nord-Sud e con vergenza verso i settori meridionali.
Il Foglio Clusone è attraversato in senso Est-Ovest da due principali
lineamenti che identificano tre settori caratterizzati dalla presenza di unità
litostratigrafiche differenti: la linea Valtorta-Valcanale e la Faglia di
Clusone - Linea di Antea. Questi due lineamenti sono impostati sui due
principali orizzonti di scollamento presenti nella successione sedimentaria
sudalpina: la carniola di Bovegno (Olenekiano superiore - Anisico inferiore)
e la formazione di S. Giovanni Bianco (Carnico superiore). Questi orizzonti
di scollamento svolgono la funzione di importanti limiti strutturali,
identificando tre aree caratterizzate da differente litologia, successione
stratigrafica e comportamento reologico. All’interno di queste tre unità
principali sono riconoscibili più unità minori, ma è importante sottolineare
come all’interno del Foglio Clusone le unità minori appartenenti ad ognuna
di queste unità principali non siano mai sovrascorse su corpi appartenenti
all’unità sottostante: l’unica sovrapposizione anomala nel Sudalpino di unità
minori appartenenti all’unità intermedia al di sopra dell’unità superiore
avviene ad occidente del Foglio Clusone (Klippe del Bruco, Foglio 076 Lecco).
La superficie di distacco inferiore (Linea Valtorta-Valcanale) è stata a
lungo interpretata come un sistema di faglie minori con cinematica
178
differente (JADOUL et alii, 2000) o come un sistema di faglie trascorrenti
subverticali che dividevano blocchi con differente comportamento
cinematico (SCHÖNBORN, 1992). I dati raccolti consentono invece di
identificare questo lineamento come un unico elemento di separazione tra
successioni differenti: si tratta di una superficie di scollamento immersa
verso Sud con angoli variabili tra 30 e 70 gradi. Le successioni del footwall
di questa faglia (basamento ercinico e successione sedimentaria compresa
tra conglomerato Basale e Servino-carniola di Bovegno p.p.) sono
interpretate come un antiformal stack, del quale solamente una piccola parte
affiora nel Foglio Clusone. Allo stesso modo, le unità comprese tra carniola
di Bovegno e la formazione di S. Giovanni Bianco, che costituiscono
l’hanging-wall della Linea Valtorta-Valcanale e il footwall della Faglia di
Clusone, sono organizzate in un classico antiformal stack, ben conservato
soprattutto lungo la cresta che dal Pizzo Arera arriva sino al Monte
Timogno. La Faglia di Clusone, in precedenza interpretata come wedging
fault nel settore orientale (LAUBSCHER, 1985) o, localmente, come faglia
normale, viene anch’essa riconosciuta come una superficie di scollamento
principale sviluppatasi lungo i livelli incompetenti della parte sommitale
della formazione di S. Giovanni Bianco. Nel settore di Clusone questa faglia
è stata probabilmente riattivata come faglia normale in periodi recenti, come
suggerito anche da una limitata attività sismica e da evidenze morfologiche.
La prosecuzione occidentale della Faglia di Clusone è rappresentata dallo
scollamento alla base del massiccio dell’Alben e dalla sua prosecuzione
nella Faglia di Antea: questa faglia presenta le stesse caratteristiche
cinematiche e geometriche della Faglia di Clusone e si collega ad essa
tramite uno scollamento lungo un orizzonte stratigrafico posizionato al
passaggio tra formazione di S. Giovanni Bianco e Formazione di Castro
Sebino nel settore centro-occidentale del foglio (tra gli abitati di Dossena e
Serina).
Questa interpretazione tettonica implica, dal punto di vista stratigrafico,
l’assenza nel territorio del Foglio Clusone di successioni stratigrafiche non
disturbate tettonicamente, a causa dei due scollamenti principali presenti
nella successione triassica.
Le tre aree definite dalla Linea Valtorta-Valcanale e dalla Faglia di
Clusone-Antea sono caratterizzate dalla presenza di unità tettoniche con
diversa posizione strutturale (BERRA & SILETTO, 2001):
unità strutturali inferiori, costituite da basamento metamorfico ercinico
con la sua copertura sedimentaria data da unità comprese tra il
conglomerato Basale ed il Servino-carniola di Bovegno p.p.;
unità strutturali intermedie, costituite da unità comprese tra la carniola
di Bovegno e la formazione di S. Giovanni Bianco;
unità strutturali superiori, costituite da unità litostratigrafiche a partire
dalla Formazione di Castro Sebino.
179
1.1 - UNITÀ STRUTTURALI INFERIORI
Nel settore a Nord della Linea Valtorta-Valcanale le unità strutturali
inferiori sono rappresentate, nel Foglio Clusone, da una singola unità
tettonica, in quanto le unità strutturalmente più alte riferibili a questo settore
affiorano a Nord del limite settentrionale del Foglio Clusone. Tale unità
(Unità tettonica Trabuchello-Cabianca in Fig. 23) è costituita da successioni
permiane che poggiano sul basamento ercinico che affiora solamente in
Valle Seriana. Questo settore è caratterizzato da un’ampia anticlinale
asimmetrica con asse orientato WSW-ENE con un fianco settentrionale
debolmente immergente verso Nord (15-30°) ed un fianco meridionale
verticalizzato in prossimità della linea Valtorta-Valcanale. Nel settore nordorientale del Foglio la piega è meno sviluppata ed anche il fianco
meridionale presenta una pendenza minore. Un inteso e pervasivo clivaggio
di piano assiale con giaciture mediamente immergenti verso N-NW con
angoli elevati è associato a questa piega: il clivaggio è particolarmente
sviluppato nelle facies cineritiche della vulcanite del Monte Cabianca, nelle
facies fini della formazione del Pizzo del Diavolo (in edilizia denominata.
“Porfiroide grigio di Branzi” o “Scisti di Carona”, utilizzati per la
produzione di lastre per tetti sfruttando appunto questo clivaggio) e nel
Servino. Anche nelle facies ignimbritiche della vulcanite del Monte
Cabianca e conglomeratiche (formazione del Pizzo del Diavolo e Verrucano
Lombardo) questo clivaggio di piano assiale è comunque sempre
riconoscibile.
Sono presenti numerose faglie minori a giacitura subverticale, di limitato
rigetto, che spesso presentano una cinematica normale. Il limite superiore di
qeusta unità tettonica è data dalla Faglia Valtorta-Valcanale. Questa faglia
presenta una immersione elevata nei settori meridionali, mentre al limite
nord-occidentale del Foglio tende ad orizzontalizzarsi e ad assumere un
tipico aspetto da scollamento, con parallelismo tra le giaciture della
successione del footwall e dell’hanging-wall. Va notato come nei settori in
cui la faglia è più inclinata, anche la stratificazione si presenta più ripida,
confermando il significato di scollamento di questo lineamento tettonico e
suggerendo una possibile deformazione più recente, legata allo sviluppo
delle anticlinali orobiche. Le differenze di facies e di spessori nella
successione del Permiano inferiore indicano una vivace attività tettonica
sindeposizionale, che può aver controllato, almeno in parte, lo sviluppo
delle faglie alpine.
1.2 - UNITÀ STRUTTURALI INTERMEDIE
Nel settore compreso tra la Linea Valtorta-Valcanale e la Faglia di
Clusone-Linea di Antea è possibile riconoscere diverse unità tettoniche
principali (costituite da unità di età compresa tra l’Olenekiano ed il Carnico
180
superiore) all’interno delle quali è localmente possibile effettuare ulteriori
distinzioni. Sono inoltre presenti zone a scaglie, soprattutto in prossimità
della Faglia Valtorta-Valcanale, definite come “Scaglie di base Valcanale”
(Fig. 23). Lungo la cresta che dal limite orientale del Foglio Clusone arriva
sino al Pizzo Arera è possibile osservare la sovrapposizione tettonica di
diverse unità, mentre verso occidente le unità strutturalmente più alte non
sono più conservate (verosimilmente per erosione) e l’intero settore è
rappresentato da una singola unità (Unità tettonica Menna-PegheroloTimogno). Nel settore centrale del Foglio Clusone è interessante notare
come le unità più alte (Unità tettonica Monte Secco-Arera inferiore e
superiore) terminino verso Sud prima del contatto con le successioni più
recenti che costituiscono l’hanging-wall della Faglia di Clusone. Questo
dato indica che le unità più alte non si spingevano verso Sud molto oltre il
loro limite attuale di affioramento (Fig. 23): da ciò consegue che il
maggiore raccorciamento della successione medio-triassica (e di
conseguenza lo sviluppo di un classico antiformal stack) si è realizzato nel
settore attualmente in affioramento, mentre più a Sud, dove è ricoperta
dall’unità superiore, la successione è verosimilmente non ripetuta. Le unità
strutturali principali riconosciute in questo settore tendono a chiudersi anche
verso Nord, sempre lungo la Linea Valtorta-Valcanale. Tale situazione è
osservabile nelle aree in cui la faglia affiora a quote (e quindi a livelli
strutturali) differenti: nei settori di sella tra le valli principali (soprattutto nel
settore tra Valle del T. Acqualina e Roncobello) è possibile osservare come
le unità tettoniche più elevate non sono più presenti scendendo
strutturalmente nelle aree a quote più basse, indicando una chiusura delle
scaglie inferiori lungo la Linea Valtorta-Valcanale. L’assetto generale del
settore è inoltre complicato dalla presenza di alcune unità strutturali minori
che presentano una continuità laterale ridotta e che sono interpretate come
legate a splay dei piani principali (per esempio sul versante sinistro della
Val Seriana). Inoltre, le geometrie delle superfici strutturali indicano
variazioni della loro geometria, con passaggi in senso Est-Ovest da sole
thrust a rampe laterali: il caso più evidente di questa transizione è
osservabile nel settore ad occidente del Pizzo Arera, dove le unità tettoniche
Monte Secco-Arera inferiore e superiore sono limitate verso occidente da
rampe laterali, documentate sia dalla geometria dei corpi a contatto, sia da
osservazioni strutturali mesoscopiche. Nel settore centro-orientale del foglio
è stata effettuata la ricostruzione tridimensionale delle principali superfici
tettoniche e stratigrafiche utilizzando il software specialistico GoCad
(BERRA et alii, 2004) che ha evidenziato la struttura generale e le
complessità locali legate alla chiusura laterale di alcune unità (si veda
capitolo successivo).
181
Fig. 23 - Schema tettonico del Foglio Clusone: sono riconoscibili le unità strutturali inferiori,
intermedie e superiori costituite a loro volta da diverse unità tettoniche minori (identificate con
numeri). Nei profili geologici semplificati sono ricostruiti i rapporti tra le principali unità
tettoniche riconosciute.
182
Tale ricostruzione ben esemplifica l’assetto generale del settore centrale
del Foglio Clusone. L’assetto strutturale è inoltre complicato da alcune
faglie ad andamento N-S e cinematica prevalentemente trascorrente che
interessano l’edificio a falde (es. Linea del Grem): tali faglie hanno una
geometria complessa che è probabilmente ereditata da lineamenti più antichi
riattivati durante l’orogenesi alpina. Verso oriente (versante sinistro della
Valle Seriana) le unità strutturali riconosciute ad Ovest continuano sino al
settore della Presolana, dove sono state oggetto di studi strutturali specifici
(FORCELLA, 1988) .
1.3 - UNITÀ STRUTTURALI SUPERIORI
A Sud della Faglia di Clusone-Linea di Antea la situazione presenta
analogie con quella del settore immediatamente a Nord: a ridosso di questo
importante scollamento affiora generalmente una unità tettonica intermedia,
anche se in alcuni settori (zona di Piario) affiora una unità più profonda
(Unità tettonica di Piario) direttamente a contatto con la successione a Nord
della faglia. L’unità tettonica più alta (Unità tettonica Corna Lunga-M.
Zucco; meglio conservata verso Sud-Est nel Klippe della Corna Lunga,
crinale della Val Borlezza; BERRA et alii, 1991) affiora a ridosso della
Faglia di Clusone solamente nel settore del Monte Cornetto, lungo il
margine orientale del Foglio Clusone. Nella fascia costituita da successioni
post-carniche gli accavallamenti sembrano terminare immediatamente a Sud
del margine meridionale del foglio, limite oltre il quale non è più presente
l’unità più alta (Unità tettonica Corna Lunga-M. Zucco). Nel settore di San
Pellegrino Terme è osservabile in dettaglio la sovrapposizione di questa
unità sull’Unità tettonica M. Alben - P.zzo Formico - S. Pellegrino, che
costituisce l’unità più diffusa arealmente nell’Unità strutturale superiore. Il
contatto è caratterizzato dalla sovrapposizione della successione carnico
superiore-norica (Formazione di Castro Sebino, con piccole scaglie di
formazione di S. Giovanni Bianco, Unità tettonica Corna Lunga - M.
Zucco) sulla successione retica (Argillite di Riva di Solto, Unità tettonica
M. Alben - P.zzo Formico - S. Pellegrino): gli indicatori cinematici legati
alla superficie indicano un trasporto top to the south e le unità del footwall
ringiovaniscono verso Sud: attualmente la superficie tettonica immerge
leggermente verso meridione, indicando un sollevamento dei settori
settentrionali verosimilmente successivo alla messa in posto dell’unità
tettonica. È interessante notare come sul versante settentrionale della valle
di Antea sia presente un piccolo lembo di Formazione di Castro Sebino,
scollato dalla successione carnica sottostante: la geometria di questa unità
consente di tracciare la superficie di scollamento basale della successione
norica verso Nord, documentando la natura di scollamento della Linea di
Antea. Nel settore di Clusone la Faglia di Clusone-Antea (che costituisce il
limite basale dell’Unità strutturale superiore) è più difficilmente osservabile,
183
soprattutto a causa della copertura quaternaria: la faglia presenta una
inclinazione verso Sud attorno ai 35-40° e separa le unità massicce
dell’hanging wall (Formazione di Castro Sebino, in gran parte elisa
tettonicamente, e Dolomia Principale) dalle facies carniche (formazione di
Gorno e localmente formazione di S. Giovanni Bianco) del footwall. Nel
settore del Monte Alben la faglia mostra più evidentemente il suo carattere
di scollamento lungo strato.
Spostandosi verso meridione si osserva una risalita stratigrafica delle
superfici tettoniche che definiscono la base dell’Unita tettonica Corna
Lunga-M. Zucco, indicando una geometria a ramp and flat, nel settore
occidentale del foglio (Val Bracca) , dove è costituita da almeno tre scaglie
minori (Fig. 23). Qui, le unità del footwall ringiovaniscano rapidamente,
indicando la probabile chiusura verso meridione delle unità sovrascorse. Nel
settore meridionale prevalgono inoltre pieghe e pieghe faglie, che
probabilmente assorbono parte del raccorciamento legato ai
sovrascorrimenti presenti a Nord.
Oltre ai piani di accavallamento principali, sono presenti anche numerosi
sistemi di faglie minori antiche con andamento variabile, che spesso
controllano lo sviluppo dei thrust e che in altri casi tagliano chiaramente
strutture più vecchie. I lineamenti che controllano lo sviluppo dei corpi
alloctoni principali sono spesso interpretabili come rampe laterali dei
sovrascorrimenti principali (es. Linea del Grem nel suo tratto più
settentrionale). Faglie normali di limitato rigetto (100-150 metri come valori
medi massimi) sono sviluppate in più punti e sono presenti in tutti i tre
settori individuati, anche se non è possibile, per le condizioni di
affioramento, verificare i rapporti tra queste faglie e gli scollamenti della
Linea Valtorta-Valcanale e della Linea di Clusone.
L’età delle strutture tettoniche riconosciute nel Foglio Clusone si mostra
problematica, in quanto non sono disponibili elementi che consentono un
qualsiasi tipo di datazione. L’unica informazione possibile è deducibile dai
rapporti degli elementi tettonici con i piccoli corpi intrusivi presenti nella
parte meridionale del Foglio (porfirite di costa Belloro e di Gandino) che
risultano successive allo sviluppo delle faglie principali: i filoni si
impostano principalmente lungo faglie e fratture, documentando lo sviluppo
dei fenomeni intrusivi principali successivamente alla formazione delle
faglie. Va comunque segnalato che localmente questi filoni sono
leggermente tettonizzati, indicando l’esistenza di almeno una fase tettonica
minore successiva alla loro messa in posto. Questi filoni non presentano
caratteri metamorfici e la loro datazione è problematica a causa delle loro
condizioni di alterazione. Datazioni sono state ottenute su campioni di
porfiriti del settore della Val Gandino da diversi autori: CASATI et alii
(1976; K/Ar su roccia totale) hanno ottenuto una età di 148± 30 Ma,
ZANCHI et alii (1990a) età comprese tra 49.7± 1.3 e 55.2±1.4 e FANTONI et
184
alii (1999) età distribuite su due intervalli, il più antico tra 54.8±1.8 e
52.9±0.8 e il più recente tra 42.4±0.1 e 35.2±10.9. Considerata la relativa
omogeneità composizionale di questi prodotti vulcanici, sembra possibile
ipotizzare che le notevoli differenze di età possano essere più
verosimilmente legate a problemi di sistema (approssimazione storica) che
all’esistenza di diverse fasi intrusive: sulla base di questi dati si può
comunque ritenere che le fasi tettoniche di strutturazione della catena che
hanno preceduto l’intrusione di questi corpi magmatici possano essere più
antiche almeno dell’Eocene inferiore, e comunque più antiche
dell’intrusione dell’Adamello. Considerando l’esistenza documentata in
settori alpini di una fase tettonica cretacica, sembra plausibile ritenere che la
strutturazione principale almeno della parte centro-settentrionale della
catena sudalpina possa risalire all’evento eoalpino. Possono essere invece
successivi i fenomeni di basculamento e deformazione delle superfici
principali (con lo sviluppo di pieghe ampie e tendenza ad immersione verso
Sud dei piani di sovrascorrimento principali, soprattutto nell’unità
superiore), anche se una loro datazione più precisa sembra al momento non
possibile.
2 - RICOSTRUZIONE TRIDIMENSIONALE DEL SETTORE PIZZO
ARERA-CIMA DEL FOP (F. BERRA, A. AVARO, M. BONAVERA, F. SALVI,
S. STERLACCHINI E A. ZANCHI)
Nell’ambito dell’attività cartografica relativa al Foglio Clusone, i dati
informatizzati nella banca dati geologica sono stati utilizzati per la
ricostruzione con il software specialistico GoCad delle principali superfici
tettoniche e stratigrafiche, al fine di verificare la potenzialità della banca
dati CARG per eventuali elaborazioni tridimensionali di settori complessi in
un settore di circa 100 km2 ubicato tra il Pizzo Arera e la Valle Seriana. Il
modello è stato costruito realizzando una maglia di sezioni geologiche: le
principali superfici rappresentate nelle diverse sezioni sono poi state
utilizzate dal sistema per la costruzioni di superfici nel sottosuolo. I dati
sono stati poi integrati con il modello digitale del terreno della Regione
Lombardia (risoluzione 20x20 m). La visualizzazione delle superfici ha
evidenziato problemi geometrici di due tipologie principali: a) problemi
legati alla presenza di superfici con geometrie poco realistiche, b) problemi
legati a difficoltà di correlazione tra le superfici principali.
a) Nel primo caso, i problemi sono soprattutto legati alla precisione nel
posizionamento dei limiti sulla carta topografica ed alla presenza di
approssimazioni nel DTM (problemi di questo tipo sono soprattutto presenti
nei settori con molto tratteggio artistico, dove l’interpolazione dei dati per la
ricostruzione del DTM è più problematica per l’assenza di un sufficiente
185
dettaglio. I problemi di posizionamento sono spesso legati all’interpolazione
dei limiti delle unità di substrato al di sotto di estese coltri di copertura
quaternaria, dove l’approssimazione dei limiti è maggiore. Questi problemi
sono stati risolti verificando la correttezza dei limiti (soprattutto tramite
l’uso di ortofoto e sopralluoghi sul terreno) e, in alcuni casi, adattando i
limiti al DTM, considerato come riferimento ufficiale per la morfologia del
terreno. Inoltre, in alcuni casi, l’algoritmo utilizzato per la ricostruzione dei
dati generava superfici poco realistiche a causa della insufficiente densità
dei dati provenienti dalle sezioni geologiche. In queste situazioni è stato
necessario infittire la maglia delle sezioni aggiungendo sezioni geologiche
finalizzate all’introduzione di dati di sottosuolo per settori specifici.
b) Nel secondo caso, i problemi da risolvere sono prevalentemente di
natura disciplinare: le correlazioni di sottosuolo, soprattutto tra superfici
tettoniche che delimitano corpi di dimensioni limitate e geometrie
lentiformi, sono state verificate direttamente sul terreno nei settori più
problematici.
I risultati ottenuti dal modello (Fig. 24) consentono di visualizzare in
maniera chiara l’andamento delle principali superfici e rappresentano un
passo iniziale verso la costruzione di volumi rocciosi che possono essere
parametrizzati per una serie di applicazioni differenti (es. idrogeologiche).
Allo stato attuale l’attività svolta ha consentito una precisa verifica della
compatibilità della cartografia geologica CARG per la realizzazione di un
modello geologico tridimensionale, consentendo già in questa fase di
identificare settori problematici (alla luce della necessità di una congruente
ricostruzione geologica tridimensionale) nei quali è stato necessario
effettuare osservazioni ulteriori. Si può quindi affermare che un approccio
tridimensionale ai problemi di cartografia geologica ha come primo e
importante risultato quello di migliorare la cartografia di partenza,
individuando eventuali criticità. Solamente superata questa fase, è possibile
passare ad elaborazioni più avanzate che coinvolgono i volumi e le diverse
caratteristiche parametrizzabili dei corpi rocciosi.
Fig. 24 (pagina seguente) – Ricostruzione tridimensionale di superfici
stratigrafiche e tettoniche nel settore compreso tra Pizzo Arera e Valle Seriana. a,
b) Piega nella successione carnica al di sotto del klippe di vetta di Cima del Fop e
ricostruzione della superficie piegata al tetto della Formazione di Breno (1) e della
superficie di thrust (2), visti da occidente; c, d) Rampa tettonica che porta la
successione anisica (ANG: Calcare di Angolo) al di sopra del calcare di Esino (ESI)
e ricostruzione della superficie nel modello tridimensionale; punto di osservazione
presso il Passo della Marogella, vista verso Sud-Est; e) ricostruzione di alcune
superfici stratigrafiche e tettoniche nel settore studiato (circa 100 km2).
186
187
VI. ELEMENTI DI GEOLOGIA TECNICA E APPLICATA
1. - ASSETTO IDROGEOLOGICO E DISSESTI
1.1 - VALLE BREMBANA (S. ROSSI)
Nel bacino del Brembo si evidenziano soprattutto piccoli corpi di frana,
sia attivi che quiescenti, impostati nelle coperture detritiche o glaciali, come
all’imbocco della Valsecca di Roncobello o a Bracca. Dissesti di grandi
dimensioni, che coinvolgano il substrato in Dolomia Principale in presenza
di pareti acclivi, sono presenti a Spino al Brembo (Fig. 25: elemento1.1) e di
fronte ad Ambria. I depositi correlati, sia a grossi blocchi sia a clasti
eterometrici, sono cementati e caratterizzati da una discordanza morfologica
verso valle netta, dovuta all’erosione fluviale con un dislivello di circa 50 m
nel caso della frana di Spino. Si tratta quindi di frane fossili correlate a linee
strutturali che intersecano i piastroni carbonatici.
1.2 - VALLE SERIANA (C. FERLIGA)
Nell’ambito della Valle Seriana il maggiore fattore di modellamento del
rilievo è stato, dall’emersione della catena, l’azione della gravità, che
interviene ogniqualvolta l’erosione asportando materiale altera l’equilibrio
delle masse rocciose. Tutti i versanti della valle principale e delle valli
laterali mostrano diffuse deformazioni gravitative profonde del versante
(DGPV), con piani di movimento impostati lungo le principali direttrici di
fratturazione della compagine rocciosa quando esse coincidano con la
188
direzione del tratto vallivo considerato. Selle, contropendenze, trincee sono
più o meno evidenti in relazione al litotipo su cui i fenomeni si impostano,
ma indicano comunque un assestamento verso il basso delle masse rocciose
in relazione alle successive fasi di approfondimento delle valli. Vengono di
seguito evidenziati i fenomeni di maggiore estensione e/o significatività fra i
numerosi presenti nel foglio geologico e riportati integralmente nella
sottostante carta tematica (Fig. 25); ad essa si riferiscono i numeri fra
parentesi nel testo, relativi a ciascun elemento descritto.
Fig. 25 - Carta dei principali dissesti presenti nell'area del Foglio Clusone, con evidenziati
quelli descritti nel testo.
Particolarmente evidente è il rilascio dei versanti in Dolomia Principale del
tratto fra Colzate e Ponte Nossa (Fig. 25: elemento 2.1), caratterizzati da
ripidi canaloni convergenti alla sommità che isolano picchi e pinnacoli e da
settori completamente ribassati (Bondo di Colzate); ad esso è in parte
189
collegato il brusco restringimento della valle del Serio a Ponte Costone.
Contropendenze nettissime, serie di piccole anticime, fitti reticolati di
trincee segnano anche i versanti settentrionali del P. Formico (Fig. 25:
elemento 2.2) prospicienti la conca di Clusone. Analoga interpretazione
hanno le masse ribassate di calcare di Esino del versante orientale del Monte
Secco, sino allo sbocco della Val Canale (Fig. 25: elemento 2.3), già
descritti da FORCELLA (2000); e i profondi solchi, contropendenze e trincee
parallele al versante presenti sopra Conca Verde di Rovetta, il cui
assestamento si ricollega probabilmente al curioso fenomeno di sordi boati
udibili durante e/o al termine di periodi di piovosità prolungata, verificatosi
in più periodi in epoca storica. Tutti quelli descritti sono fenomeni in genere
innescati dall'iniziale brusco approfondimento del solco vallivo principale, e
spesso ormai quasi completamente stabilizzati; la deformazione gravitativa
del Monte Secco ad esempio appare suturata dal sintema di Groppino,
giustapposti al piede del versante e che, negli scavi edilizi presso Ludrigno e
in scarpata del terazzo relativo, si mostrano indeformati.
Sulla compagine rocciosa già fratturata si impostano poi fenomeni più
propriamente franosi di varia entità e tipologia.
Porzioni di versante scivolate in blocco, mantenendo pressochè integro il
proprio assetto interno, sono evidenziate da dislocazione della stratigrafia
associata a nicchie di distacco a monte e profilo convesso, rigonfio. Un
esempio è dato dal tratto in micascisti compreso fra lo sbocco della
Valgoglio e Fiumenero (Ripa di Gromo: 2.4): il versante, dalla caratteristica
forma rigonfia e coronato da una ripida cresta semicircolare, è costituito da
un ammasso di roccia sceso per gravità senza perdere la propria coerenza
interna se non per quanto riguarda l’estesa fratturazione; nella porzione
sommitale esso passa gradualmente a grandi ammassi rocciosi disarticolati e
poi a blocchi caoticamente accumulati in posto; "coperture" di questo tipo,
costituite da blocchi in situ alla sommità di porzioni di versante scese, sono
state attribuite al Gruppo di Prato Grande, pur non essendo propriamente
"depositi". Il movimento del blocco scivolato della Ripa di Gromo risulta
polifasico: depositi glaciali relativi ad avanzate successive presentano infatti
ribassamenti di entità diversa, ad indicare che il movimento si è protratto fra
una fase glaciale e la successiva; risultano in particolare nettamente dislocati
anche i depositi e le forme relative all’ultimo massimo glaciale, ad indicare
come il fenomeno abbia agito anche in tempi recenti. Analoghe
caratteristiche ma volumi minori presentano gli scivolamenti in blocco della
Costa Magrera (2.5), del versante destro della Val Sedornia (2.6) e del
versante orientale della Cima Cavlera fra Cascine Rezzo e Bondo (2.7).
Della stessa tipologia, ma tutt’oggi attivo, è il movimento sul versante
sinistro della Valgoglio (località Selva d’Agnone) in corrispondenza della
condotta forzata del Lago Nero (2.8).
190
Frane del tipo rock-avalanche sono testimoniate ripetutamente nel corso
del Pleistocene laddove la presenza di litotipi carbonatici ne ha permesso
cementazione e conservazione; un esempio molto evidente è presente nella
media valle dell’Acqualina (Conglomerati di Zanetti: 2.9) dove il corpo di
frana, dopo aver ostruito la valle, si è cementato ed è stato reinciso dal
torrente; in questo caso il fenomeno è sicuramente anteriore all’ultimo
massimo glaciale, come indicano i depositi glaciali poggianti sul corpo di
frana. Analoga interpretazione hanno i depositi di frana presumibilmente
olocenici presenti sotto l'area urbanizzata di Conca Verde di Rovetta (2.10).
Crolli localizzati di blocchi di litotipi fratturati sono presenti alla base
delle pareti più scoscese; anche in questo caso, sono testimoniati sia eventi
molto antichi che fenomeni tutt’ora in atto. Fra i primi è da menzionare la
paleofrana che coinvolge blocchi sino a pluridecametrici costituiti da
conglomerati del Pliocene-Pleistocene inferiore, presente allo sbocco della
Val Fontagnone (Formazione del Fontagnone: 2.11) e staccatisi dalla
scarpata del ripiano di Parre, che risulta sepolta dal sintema di Groppino;
analoghi, ma attivi sino ad epoche recenti, sono da considerarsi i crolli di
blocchi di conglomerati del sintema di Groppino che si osservano lungo il
margine del terrazzo di Villa d'Ogna - Piario - Pineta (2.12), e sulla scarpata
del terrazzo di Casnigo. Tutt’ora in atto è invece il rischio di distacco di
blocchi presso il santuario di San Patrizio di Colzate (2.13), attualmente
controllato con estese opere di messa in sicurezza della strada e del versante
soprastante.
Molti dei valloni laterali minori risultano inoltre essere legati all’azione
prevalente della gravità piuttosto che a quella delle acque, come indicano i
corpi di frana o i depositi da trasporto in massa presenti al loro sbocco nel
tratto fra S. Alberto di Parre e Ludrigno di Ardesio, in destra idrografica.
Depositi da trasporto in massa costituiscono altresì la grande conoide di
Rovetta (2.14): ben noto è l'episodio del 1629 che distrusse il santuario della
Madonna di Sommaprada.
Altri tipi di dissesti localizzati sono legati all’instabilità di coltri di
depositi superficiali, soprattutto qualora poggino su substrati poco
permeabili. Un esempio ben diffuso su litotipi del basamento è il colamento
di depositi glaciali pedogenizzati in concomitanza con periodi di massima
piovosità, o il loro scivolamento sul substrato impermeabile, facilitato dalla
presenza di acqua; esempi di questo tipo sono dati dagli smottamenti e
colate osservabili sul versante sinistro della Val Goglio e nell’asse vallivo
principale a monte di Gandellino (movimenti dell’autunno-inverno 2001).
In tutta la fascia a decorso WSW-ENE che da Monte Nè si estende verso
Rovetta si osservano infine diffusi fenomeni attivi di erosione accelerata,
che porta allo sviluppo di una curiosa morfologia “a calanchi” (CASATI,
1964) sviluppata su Dolomia Principale pervasivamente tettonizzata (2.15).
191
In tutto il tratto di valle considerato, il rischio di esondazione del corso
d’acqua principale è ridotto, sia per la presenza di tratti di valle ampi entro i
quali è stata rispettata la naturale estensione dell’alveo di piena, sia per le
numerose opere di canalizzazione che tendono a regimare il corso delle
acque. Da segnalare invece è l’azione erosiva che esso può esplicare al
piede delle scarpate dei terrazzi conglomeratici nel tratto fra Lontre Nossa e
Villa d’Ogna, con i conseguenti crolli già segnalati sopra.
2. - RISORSE IDRICHE (F. BERRA)
Le risorse idriche del territrio del Foglio Clusone vengono descritte
suddividendole per risorse per uso potabile e per uso idroelettrico.
2.1 - RISORSE IDRICHE PER USO POTABILE
Nel territorio del Foglio Clusone sono presenti numerose sorgenti
captate per uso potabile oltre a numerosi pozzi per acqua ubicati nei
fondovalle. Alcune delle sorgenti presenti vengono utilizzate per la
produzione di acque minerali (Fonti Pracastello, San Pellegrino e Limpia
presso San Pellegrino Terme; Sorgenti Pineta presso Clusone; Fonti Bracca,
Flavia in bassa Val Bracca, Fonte Stella Alpina presso Moio de’ Calvi). Tra
queste acque minerali va segnalata l’acqua termominerale di San Pellegrino
Terme, caratterizzata da una temperatura alla sorgente di circa 28°C ed un
elevato contenuto in sali. Il circuito idrico di questa sorgente calda si
differenzia chiaramente da quello dalle altre sorgenti, indicando una
circolazione più profonda con una risalita rapida lungo sistemi di fratture
che attraversano la successione triassica nel settore di San Pellegrino Terme.
Sorgenti di portata notevole sono captate per uso pubblico: le principali
sono la Sorgente Nossana e la Sorgente del Ponte del Costone, che portano
acqua alla città di Bergamo. La Sorgente Nossana (JADOUL et alii, 1985),
ubicata nella parte finale della valle omonima che sbocca in Valle Seriana
presso l’abitato di Premolo, è una sorgente carsica alimentata da Nord dal
massiccio carbonatico del Molte Arera - Cima del Fop - Monte Secco, nel
quale sono riconoscibili scaglie tettoniche prevalentemente costituite da
Calcare di Angolo e calcare di Esino, accavallate a dare un antiformal stack.
Il versante meridionale massiccio è ricoperto dalla successione terrigenocarbonatica carnica, che costituisce un buon orizzonte di protezione per
l’acquifero carsico sottostante. La portata della Sorgente Nossana è
considerevole: la portata di magra non è mai scesa al di sotto dei 900 l/s
(mese di febbraio) e 1500 l/s (resto dell’anno), mentre la portata massima,
in concomitanza con eventi piovosi importanti, raggiunge anche i 20.000
l/sec, con temperature costanti nel corso dell’anno e comprese tra 5 e 8°C.
La durezza dell’acqua relativamente bassa (11° F) considerate le rocce
192
calcaree che costituiscono l’acquifero, indica probabilmente un breve tempo
di permanenza delle acque nell’acquifero stesso. L’acqua si presenta
costantemente limpida; opalescenze ed intorbidamenti sono segnalati
solamente nei periodi di persistenti precipitazioni. Le sorgenti del Ponte del
Costone (le sorgenti captate, a distanza di poche decine di metri tra di loro,
sono tre) sono ubicate pochi chilometri a valle della Sorgente Nossana,
lungo l’alveo del Fiume Serio. L’acquifero di queste sorgenti è di natura
differente: le acque fuoriescono nella parte inferiore della Dolomia
Principale e la presenza di questo acquifero è probabilmente legata alla
presenza di famiglie di fratture che favoriscono la venuta a giorno delle
acque. La prossimità di queste sorgenti con il Fiume Serio le rende molto
più vulnerabili: interventi di impermeabilizzazione dell’alveo sono stati
realizzati in prossimità delle sorgenti per diminuire il rischio di
contaminazioni della falda da parte delle acque superficiali. La sorgenti del
Ponte del Costone hanno una portata media compresa tra 20 e 50 l/sec.
L’uso di pozzi per l’approvvigionamento idrico è diffuso sia a livello
privato (soprattutto per quanto riguarda i grossi impianti industriali presenti
nella parte alta della Valle Seriana) sia a livello pubblico. Pozzi per la
captazione di acque per la rete acquedottistica profondi sino a oltre 200
metri sono presenti in Val Borlezza (dove alimentano l’Acquedotto dei
Laghi) e in Valle Seriana presso l’abitato di Piario (pozzi di proprietà della
Provincia di Bergamo) ed a valle del Ponte del Costone. Si tratta di pozzi
caratterizzati da portate significative (sino a 60 l/s a Piario ed a valle del
Ponte del Costone, oltre 100 l/s in Val Borlezza). In particolare, i pozzi della
Val Borlezza attingono sia da falde, spesso in pressione, sviluppatesi
all’interno dei depositi recenti che colmano fondovalle, il cui spessore
raggiunge i 250 metri: all’interno di questi depositi sono stati riconosciuti
più acquiferi (i più superficiali nei depositi recenti ed i più profondi in
substrato roccioso), dei quali i più profondi mostrano una scarsa
vulnerabilità. Questi pozzi, che spesso superano i 200 metri di profondità
(arrivando sino ad oltre 300 m) pescano da acquiferi profondi in genere ben
protetti, che rivestono un significato strategico.
2.2 - RISORSE IDRICHE PER USO IDROELETTRICO
Nel Foglio Clusone sono presenti alcuni bacini artificiali utilizzati per la
produzione di energia idroelettrica. La maggior parte dei questi bacini, in
genere realizzati sfruttando bacini già esistenti, sono ubicati nel settore
settentrionale del foglio, nel settore compreso tra Valle Brembana e Valle
Seriana, dove sono disponibili i salti maggiori. Nel Foglio Clusone sono
presenti i seguenti laghi artificiali utilizzati da ENEL per la produzione di
energia elettrica: Laghi Gemelli, Lago di Piano delle Casere, Lago
Colombo, Lago Nero e Lago Scotto. Questi ultimi due laghi sono a cavallo
tra il Foglio Clusone ed il soprastante Foglio Sondrio e fanno parte di un
193
sistema che fa capo alla centrale idroelettrica di Valgoglio. In Valle
Brembana, un sistema di canali sotterranei consente la produzione di
energia nelle centrali idroelettriche presso Moio de Calvi, Camerata
Cornello e S. Giovanni B., mentre in Valle Seriana una situazione analoga è
presente a Gromo. Captazioni minori per uso idroelettrico sono poi presenti
più a valle, sia in Valle Brembana sia in Valle Seriana. Per esempio, la
centrale di Cerete a valle di Ardesio è alimentata da acque captate presso
Rizzoli (Valle del T. Acqualina) e convogliate alla centrale in sotterraneo.
3. - RISORSE MINERARIE (F. Berra)
In passato le attività estrattive in Valle Brembana e Valle Seriana sono
state intense, soprattutto per quanto riguarda l’estrazione di minerali
piombo-zinciferi (distretto Gorno-Dossena), le ricerche di uranio (Novazza),
la coltivazione di pietre ornamentali (media e alta Valle Brembana), e di
gesso-anidrite (Dossena). Attualmente le attività estrattive sono
notevolmente ridotte e limitate a poche cave di pietre ornamentali o
materiale di prestito.
3.1 - FERRO
Ricerche per minerali ferrosi furono effettuate nelle alte valli Brembana
e Seriana alla fine dell’Ottocento e localmente sino ai primi decenni del
secolo scorso. I corpi filoniani, impostati nel basamento cristallino, nella
“Formazione di Collio” o al contatto tra le due formazioni, diedero luogo
solo a sporadici assaggi a cielo aperto. I corpi minerari si presentano: in
vene e filoni discordanti rispetto alla stratificazione ed alla scistosità delle
rocce, oppure in corpi lenticolari strato-concordanti. Il minerale dominante è
rappresentato da siderite massiva, localmente accompagnata da quarzo,
barite e solfuri polimetallici; i corpi strato-concordanti, invece, mostrano
un’associazione mineralogica costituita da siderite manganesifera e
subordinata barite. Piccoli filoni di siderite sono impostati lungo campi di
fratture distensive che interessano il basamento cristallino, le rocce vulcanosedimentarie della “Formazione di Collio”, i depositi detritici continentali
del Verrucano Lombardo ed i sedimenti marini della Formazione del
Servino. In Val Sedornia, a quota 1800 m sul versante meridionale del
monte Vigna Soliva, fu attiva la miniera del Gallo, dove era coltivata
siderite in banchi nel Servino.
3.2 - PIOMBO, ZINCO E ARGENTO
La maggior parte della rilevante produzione di zinco e piombo delle
Prealpi Bergamasche è stata estratta dalle miniere che costituiscono il
194
“Distretto piombo-zincifero di Gorno” (e che in gran parte sono ubicate nel
Foglio Clusone (giacimenti di Paglio Pignolino, M.Vaccaregio-Pedrozio,
Val Vedra, Pizzo Arera, Gorno, Grem, M. Trevasco)(ASSERETO et alii,
1977; OMENETTO & VAILATI 1977; VACHÉ, 1966). Tutte queste miniere,
ormai inattive da oltre un ventennio ma con una lunga storia estrattiva
(risale al periodo romano e forse agli etruschi l’attività mineraria presso
Dossena), hanno ricoperto un’importanza principale nell’economia
industriale della regione grazie alla loro capacità produttiva (tenori del 5%
in Zn e rapporto Pb-Zn pari a 5:1, in un secolo sono stati prodotti 0,8 Mt. di
metallo) ed all’impiego di molta mano d’opera. I corpi mineralizzati hanno
geometrie spesso colonnari, forma di grosse lenti ramificate e contorte a
prevalente giacitura strato-concordante, con estensione anche di centinaia di
metri in lunghezza e con spessori d’alcuni metri. La loro ubicazione
stratigrafica si pone in prossimità del tetto della successione carbonatica
peritidale del Carnico inferiore ed interessa la Formazione di Breno e il
Calcare Metallifero Bergamasco (dai giacimentologi quest’orizzonte è
denominato “Metallifero”) e localmente anche le soprastanti facies pelitiche
(black shale) della formazione di Gorno basale. L'associazione mineralogica
dominante è costituita da blenda cristallina, di colore da bruno miele a
rossastro, associata a galena, sia a grana fine sia in cristalli grossolani. Sono
presenti inoltre altri minerali accessori o in tracce come pirite, marcasite,
calcopirite, Cu-Sb-As solfosali, argentite, fluorite e barite. Sono diffusi
minerali secondari d’alterazione e trasformazione (smithsonite, idrozincite,
emimorfite, cerussite, anglesite, limonite, auricalcite, malachite, azzurrite,
covellina, calcocite, gesso, piccole quantità di greenockite, wulfenite,
arsenopirite e piromorfite) ed il bitume sovente si presenta intimamente
commisto alla mineralizzazione principale. Nei giacimenti di Vaccaregio e
Pedrozio la mineralizzazione a solfuri è accompagnata da un’intensa
silicizzazione. Le ipotesi genetiche per questo tipo di mineralizzazioni
presente nei carbonati e con geometrie a grande scala strato-concordanti
(simile a quelle nei carbonati paleozoici della Valle del Mississippi negli
Stati Uniti d’America), prevedono una fase iniziale di concentrazione dei
metalli in bacini epicontinentali a circolazione ristretta, dovuto
probabilmente ad un vulcanismo contemporaneo della sedimentazione;
successivamente (probabilmente durante la diagenesi profonda) i solfuri
metallici si sarebbero rimobilizzati e ulteriormente concentrati in strutture
ricettive, in parte preesistenti e con elevata porosità, nei sottostanti carbonati
(es. paleocarsismo).
3.3 - FLUORITE E BARITE
Tutta la fluorite coltivata nelle miniere o segnalata come piccole
manifestazioni proviene in prevalenza dai corpi colonnari strato-concordanti
entro i carbonati del Carnico inferiore (Formazione di Breno - Calcare
195
Metallifero Bergamasco). Il giacimento più importante è stato quello di
Paglio Pignolino (sfruttato sino alla fine degli anni 1970) dove la fluorite si
associa a subordinati solfuri di Zn e Pb. (Assereto et alii,1977). Nel settore
del M. Ortighera - M. Valbona sono presenti piccoli corpi discordanti lungo
fratture contenenti barite associata a quarzo. In Valle Seriana (M. Redondo)
sono segnalate piccole mineralizzazione a barite nei carbonati ladinici.
Limitate manifestazioni minerarie a fluorite, barite, celestina sono state
rinvenute anche in piccole fratture discordanti e cavità geodiche nei
carbonati del Norico medio (parte sommitale della Dolomia Principale,
Dolomie Zonate-Calcare di Zorzino) della Valle Ambra-Selvino, JADOUL et
alii, 1992 c). I principali corpi di barite si trovano nell'area orobica in corpi
filoniani, incassati in faglie nelle rocce del basamento cristallino, in quelle
vulcaniche permiane e in quelle sedimentarie della Formazione del Servino
del Triassico inf. Tali corpi sono stati oggetto di attività estrattive
particolarmente ridotte: si tratta in genere di assaggi che non hanno portato
mai ad una attività estrattiva di carattere intensivo.
3.4 - URANIO
Le ricerche per minerali d’uranio iniziarono nelle Orobie intorno al 1957
proseguirono con indagini operative a livello regionale e con estesi lavori
minerari di preparazione da parte dell'AGIP Mineraria e della SIMUR e si
conclusero negli anni '80.
Le mineralizzazioni uranifere della Valle Seriana (Novazza) sono legate
dal punto di vista stratigrafico-paleogeografico alle successioni
silicoclastiche-vulcanoclastiche del Permiano e Permo-Carbonifero e a
controlli strutturali alpini. Sono presenti vari tipi di mineralizzazioni:
impregnazioni diffuse strato-concordanti, legate ad ignimbriti riolitiche
della “Formazione di Collio” (ORIGONI GIOBBI et alii, 1981; CADEL, 1986;
CADEL et alii, 1987; CADEL et alii, 1996), in associazione con blenda;
impregnazioni strato-concordanti in sedimenti arenaceo-conglomeratici del
Verrucano Lombardo, in associazione con sostanze carboniose e solfuri di
ferro e rame; corpi filoniani discordanti, al contatto tettonico tra basamento
cristallino e arenarie conglomeratiche del Gruppo dei Laghi Gemelli (ex
Formazione di Collio), con tenori piuttosto elevati, in associazione con
solfuri prevalentemente di ferro; mineralizzazioni entro fasce cataclastiche e
milonitiche dirette E-W. L'uranio è presente come uraninite (pechblenda) e
in minor misura come brannerite, le ganghe possono essere quarzose o
carbonatiche.
3.5 - CAVE DI PIETRE ORNAMENTALI
Tra le pietre ornamentali e da taglio la più importante è l”arabescato
orobico” estratto dal calcare Rosso di numerose cave, attive sino agli anni
196
1970-1980, sui versanti della media Valle Brembana presso Camerata
Cornello (Foglio 076 - Lecco) e in Val Parina. Attualmente questo
materiale, è cavato solo nella cava GAMBA (ex SEMEA) presso
Cespedosio. In passato l’arabescato orobico è stato estratto anche in Valle
Seriana in due piccole cave presso Ardesio, una nelle facies tipiche del
calcare Rosso e una seconda nei calcari con tepee grigi dell’adiacente e
soprastante Formazione di Breno. L'arabescato orobico è coltivato da vari
orizzonti che costituiscono la peculiare associazioni di litofacies policrome,
variamente deformate e modificate dalla diagenesi e pedogenesi del calcare
Rosso ed è distribuito nelle varietà grigia, rosata e rossa. L’utilizzo è per
rivestimenti per interni e in passato anche come pietra ornamentale per
l'architettura sacra.
Alla fine del 1800 è stata utilizzata, soprattutto per l’architettura sacra, la
“Lumachella di Ghegna” una particolare litofacies calcarea massiccia di
colore grigio-grigio scuro molto ricca in bioclasti di lamellibranchi. La
vecchia cava è stata individuata nel Calcare di Esino basale presso
Bordogna, alla base delle pareti sottostanti il circo glaciale di Baita dei
Muffi.
3.6 - SABBIA, GHIAIA, PIETRISCO E ALTRI MATERIALI
In Val Gandino, nella Valle Seriana (Casnigo) e presso Sovere, Endine
Gaiano sono ancora parzialmente attive alcune cave che coltivano sia alcune
falde di detrito, sia successioni lapidee (Dolomia Principale e Calcare di
Zorzino) per la produzione di granulati di dolomite e di pietrisco nero.
Nel Comune di Dossena è ancora in attività una cava che estrae gessoanidrite da una spessa lente intercalata al tetto della formazione di S.
Giovanni Bianco.
197
BIBLIOGRAFIA
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BOTTIN R. (1990b) - Analisi strutturale lungo il fronte della Dolomia Principale in bassa
Val Seriana (Bergamo). Mem. Soc. Geol. It., 45, 83-92, Roma.
209
VII. ABSTRACT
The geological data presented in the 1:50.000 scale Clusone Sheet of the
new Geological Map of Italy, surveyed at 1:10.000 scale, are the result of a
deep revision of the previous data, thanks to detailed field mapping,
lithostratigraphic and structural revision and laboratory analyses. In detail,
field mapping has been enriched by the mapping of different lithofacies in
the substrate and by the use of unconformity bounded stratigraphic units
(UBSU) in the Quaternary deposits.
Palaeozoic-Mesozoic stratigraphy. The oldest sedimentary unit
outcropping the Clusone Sheet is the conglomerato Basale (Late
Carboniferous? - Early Permian) that covers the Variscan basement that
outcrops only in the north-easternmost part of the geological map, whereas
the youngest unit is the Moltrasio Limestone (Sinemurian). The PermoMesozoic stratigraphy has been revised according to new lithostratigraphic
models that have been published in the recent years and to original data.
The lithostratigraphic subdivisions of the Permian succession have been
updated according to the new scheme proposed by the CARG commission.
The Early Permian succession has been organized in two new
lithostragiraphic units (Monte Cabianca Vulcanite and Pizzo del Diavolo
Formation) in order to avoid the different use of the old name (Collio
Formation Auct.) for really different rock bodies.
Within the major carbonate bodies of the Triassic succession (Esino
Limestone and Dolomia Principale) inner platform, margin and slope facies
have been distinguished on the map. Also other units (Angolo Limestone
Camorelli Formation, Albenza Formation) have been redefined or renamed,
whereas for other units (i.e. Zu Limestone) cartographic subdivisions have
been proposed. Field mapping outlines the presence of syndepositional
210
tectonics that acted at different stratigraphic levels, controlling facies
distribution.
Neogenic-quaternary continental stratigraphy. Three major basins are
distinguished (Brembo, Serio and Oglio river), each with a glacial
amphitheatre and a peculiar stratigraphic succession. Both lithostratigraphic
units and UBSU are used, in order to describe the complex sedimentary
evolution of each valley. Most of the units in this map maintain the name
used in JADOUL et alii, 2000, but new palaeogeographic and
chronostratigrafic interpretation is given. LGM fronts of Brembo and Serio
glaciers are redefined in a less advanced position, while LGM tongue of
Oglio-Borlezza glacier is limited to lower Borlezza valley, in the nearby
Geologic Sheet. In Serio amphitheatre five middle-pleistocenic glacial units,
with increasingly thick alteration profiles and decreasing morphology
preservation, are recognized an described as UBSU, while at least one
buried till litostratigraphic unit is referred to Pliocene. In the Oglio-Borlezza
amphitheatre three main glacial units reached the area of Clusone, all dated
to Middle Pleistocene on the base of alteration and stratighraphic relations.
Seismic data collected in the so-called "Clusone Basin" improoved the
knowledge of the complex bedrock morphology of this intramontane basin,
and of its sedimentary infilling.
Tectonics. The meaning of the major structural elements is proposed,
also thanks to the production of a 3D model of part of the antiformal stack
developed in the Middle Triassic units. New thrust have been identified
(Val Brembana) and the geometry and relationships of different tectonic
units have been revised. The collected data allowed to propose a coherent
tectonic model for the map, defining the role of the two major structural
elements that cross in east-west direction the map (Valtorta-Valcanale fault
system and Clusone-Antea fault system), identifying sectors with a defined
structural evolution.
211
VIII. ENGLISH LEGEND
NEOGENE TO QUATERNARY CONTINENTAL DEPOSITS
UNITS UNRELATED TO A SPECIFIC CATCHMENT SYSTEM
PO SYNTHEME (POI)
Diamicton and gravel with angular clasts (slope, landslide and debris-flow deposits).
Stratified gravel and sand (alluvial deposits). Laminated silt, clay, peat (lacustrine and
peat bog deposits)
Massive blocky diamictons (glacial deposits). Upper boudary surface not weathered,
well preserved morphologies often still evolving.
LATE PLEISTOCENE SUPERIORE – HOLOCENE
VALLE DEI TETTI GROUP (TE)
Clast supported and poor sorted conglomerates and diamictites, local angular, mostly
carbonatic, clasts (slope deposits). Preserved morphologies, cemented slope deposits in
morphological continuity with the other terrains
MIDDLE PLEISTOCENE - LATE PLEISTOCENE
PRATO GRANDE GROUP (GR)
Weathered matrix supported diamicton, angular clasts from overlooking slopes (slope
deposits). Disjointed up to metric blocks on the top of slopes deformed by gravity.
MIDDLE PLEISTOCENE - HOLOCENE
COLMA DEL PIANO SUPERSYNTHEM (CM)
Diamicton and diamictites (glacial deposits, ablation and lodgment till and tillites).
Conglomerates, stratified gravels and sands (glaciofluvial and alluvial deposits).
Laminated silt and shale (lacustine deposits). Erosional, polygenic and polyphasic
upper boundary, well developed very variable weathering profile for different
lithologies.
LATE PLIOCENE - LATE PLEISTOCENE
212
CULMINE GROUP (CU)
Angular, poorly sorted local clast supported conglomerates and diamictites, well
cemented to lithified (slope deposits). Clinostratified plastrons overhanging the actual
valley.
PLIOCENE - PLEISTOCENE
ALTERITES (b6)
Matrix supported diamicton with sparse weathered clasts; varying in colour.
LATE MIOCENE - HOLOCENE
BREMBO BASIN
LENNA SUPERSYNTHEM (LE)
Clast and block diamicton (ablation and lodgment till), diamicton and silty sands
(glacial contact deposits). Gravels and sands (glaciofluvial deposits). Well preserved
morphology, weathering profile less than 1 m thick. Clinostratified and msssive gravels
and sands (alluvial deposits): Bordogna Synthem. (LEB)
LATE PLEISTOCENE
CAMERATA CORNELLO GROUP (LL)
Conglomerates with round clasts, often discoidal, sub-angular blocks from the slope.
Clast supported conglomerate; parallel laminated sand with rare rounded pebbles,
cross, oblique low angle laminations, embricated pebbles (fluvial deposits). South
clinostratified foreset sandstone and conglomerate (deltas deposits). Parallel laminated
sandy silt and silty sand, with local decimetric turbidites sequences (paralic deposits).
Thin and medium slope feed up conglomerate, parallel laminated medium sand and silt
(fluvial and lacustrine deposits). Sandy matrix coarse gravel with crystalline clasts in
oblique beds (fluvial deposits). Good cemented, deeply weathered.
EARLY PLIOCENE
ENDENNA SYNTHEME(END)
Clast supported gravel, well rounded pebbles; discoidal pebbles are common; rich in
sandy matrix (alluvial deposits). Weathering profile well developed, often cut off,
locally “organi geologici” .
LOWER PLIOCENE
VAL DELLE FONTANE CONGLOMERATE (VFO)
Clast supported medium to coarse conglomerates, angular clasts fairly sorted, sandy
matrix, in lenticular cliostratified beds parallel to the slope; clast supported
conglomerates rich in silty matrix, all clasts are carbonatic. Well cemented slope
deposits without any morphological relationship with feeding walls.
UPPER MIOCENE
ZORZONE CONGLOMERATE (ZOZ)
Clast supported medium to coarse conglomerates, angular clasts fairly sorted, few silty
matrix, in lenticular cliostratified beds parallel to the slope; clast supported
conglomerates rich in silty matrix. Carbonatic clasts from Esino Limeston and Gorno
Formation. Well cemented slope deposits. Strong morphological discordance with the
valley.
UPPER MIOCENE
CORNA BUCA CONGLOMERATE (BUA)
213
Mostly clast supported conglomerate, with clasts from angular to rounded, abundant
matrix, in lenticular beds from decimetric to decametric thickness (slope deposits).
Matrix supported, graded (from inverse to direct) conglomerates; oblique laminated
coarse and medium to fine sandstones (alluvial fan deposits). Well karstified. Strong
morphological discordance with the valley.
MIOCENE
VAL VEDRA CONGLOMERATE (VVD)
Medium to coarse clast supported conglomerates, angular to rounded clasts, poor to
abundant sandy matrix, in beds with erosional bottom, clinostratified parallel to the
slope. Very well cemented slope deposits spread up to the top of the mountain crest
(feeding walls are eroded).
MIOCENE
SERIO BASIN
SELVA DI CLUSONE SUPERSYNTHEME (SU)
Matrix supported diamicton (ablation till). Matrix supported massive diamicton with
shaped and streaked-out clasts (lodgment till). Rounded pebbles gravel and sand
(alluvial and glacial contact deposits). Weathering profile few mature, colour 10YR, in
the upper valley 7.5 YR; well preserved morphologies. The supersyntheme includes
deposits both in the main valley and in lateral ones, not directly correlate.
UPPER PLEISTOCENE
TORRE BOLDONE SYNTHEME (TBO)
Clasts supported gravels, with siliceous and carbonatic rounded clasts (alluvial
deposits). Weathering profile is cut off, decarbonatation up to 2 m depth, preserved
morphology.
MIDDLE PLEISTOCENE
FIORANO SYNTHEME (FIR)
Beds of gravel with rounded, well sorted pebbles (alluvial deposits). Weathering profile
up to 2 m; morphology preserved.
MIDDLE PLEISTOCENE
VERTOVA GROUP (VET)
Clast supported rounded conglomerate; cementation good up to very good (alluvial
deposits). Weathered, matrix supported massive diamicton; decarbonatation up to 10 m
of thickness, siliceous clasts arenitized, colour 7.5YR - 5YR (alterite on alluvial
deposits).
MIDDLE PLEISTOCENE
VILLA D'OGNA CONGLOMERATE (VOG)
Well sorted, rounded conglomerates and gravels, mostly carbonatic clasts with less
silicoclasts from the upper valley; medium to coarse sandstones (alluvial deposits).
Cementation good at the surface, absent deeper.
MIDDLE PLEISTOCENE
TRIBULINA DEL CASTELLO FORMATION (TBC)
Reddish silt (eolian deposits); clay and clayey silt with sparse residual silica pebbles
(alterites). Colour 5YR.
PLEISTOCENE
PIODERA SYNTHEME (PID)
214
Weathered, clayey matrix (colour 5YR) supported gravel with discoidal pebbles,
carbonates lacking, acid volcanite pebbles from arenitized to clayfied, Verrucano
Lombardo arenitized; Fe-Mn oxides patinas. Thickness over 10 m (alluvial deposits).
PLEISTOCENE
MASSERINI FORMATION (INR)
Clayey (colour 5YR) matrix supported diamicton, with sparse residual discoidal
pebbles, carbonates lacking, arenitized and de-coloured volcanites with Fe-Mn oxides
cortex, arenitized and de-coloured Verrucano Lombardo (alterites developed on
alluvial deposits).
LOWER?-MIDDLE? PLEISTOCENE
VAL BRONESCA CONGLOMERATE (ONE)
Stratified, clasts supported conglomerate and sandstone; carbonatic and siliceous clasts,
cementation very good (alluvial deposits).
PLEISTOCENE
CASTELLO DI CASNIGO CONGLOMERATE (NIG)
Bedded clasts supported conglomerate, clasts mostly carbonatic. Cementation very
good (alluvial deposits).
PLEISTOCENE
CAZZANO S. ANDREA GROUP (AZ)
Clasts supported conglomerate; matrix supported diamictites; coarse sandstone; local
carbonatic clasts (alluvial deposits). Matrix supported diamictite and clast supported
conglomerate, angular clasts from overlooking walls (slope deposits) Cementation very
good up to lithified.
PLEISTOCENE
LEFFE FORMATION (LEF)
Laminated silt, clayey silt and calcareous silt with levels rich in freshwater gastropods
(lacustrine deposits). Metric seams of peat and lignite with vegetables and mammals
fossil (palustrine and peat bog deposits).
PLIOCENE- LOWER PLEISTOCENE
BABES CONGLOMERATE (CUB)
Well bedded conglomerates with carbonatic clasts (alluvial deposits). Poorly sorted
clinostratified conglomerates with angular clasts (slope deposits). Angular pebble and
blocks diamictite (landslide deposits) Cementation from very good to lithified.
PLIOCENE
CORNA DI LADER CONGLOMERATE (DER)
Well selected and rounded clasts conglomerate in oblique bedded lenticular bodies;
well decimetric layered laminated or graded sandstone (alluvial deposits).
Clinostatified conglomerates (slope and landslide deposits). Cementation very strong,
karstified. Remnants left by erosion, suspended 120 m over the present valley bottom.
MIOCENE?
VENDULO CONGLOMERATE (VED)
Lenticular bedded conglomerates and sandstones (alluvial deposits). Clinostratified
conglomerates with angular clasts (slope deposits). All clasts are local (Esino
Limestone). Lithified and karstified.
MIOCENE?
215
SEMONTE CONGLOMERATE (EIM)
Coarse sandstone matrix or clasts supported conglomerates, sands and coarse
sandstones (alluvial deposits). Strongly cemented till lithified, more weathered clasts
than matrix, spread clasts with dissolved core.
TERZIARIO
DOSSO CONGLOMERATE (OSO)
Conglomerates and massive diamictites with angular clasts up to metric size fed by
overlooking walls (slope deposits). Lithified, suspended up to 550 m over the present
valley bottom.
TERTIARY
BAITA DELLA FORCELLA CONGLOMERATE (BAF)
Local carbonatic, angular clasts diamictite (slope deposits). Lithified. Remnants left by
erosion, not in equilibrium with present morphology.
TERTIARY?
SERIO AMPHITHEATRE SUCCESSION
PINETA SYNTHEME (INE)
Matrix supported massive diamictons, clasts mostly siliceous (ablation till). Visible
weathering profile thick up to 120 cm, colour 7.5 YR; well preserved morphologies.
UPPER PLEISTOCENE?
MORTI VECCHI SYNTHEME (MVH)
Matrix supported massive diamictons, clasts mostly siliceous (ablation till).
Weathering profile is cut off, well preserved morphologies.
MIDDLE PLEISTOCENE
PRATI MINI SYNTHEME (PII)
Rich sandy matrix massive diamictons with boulders (ablation till). Weathering profile
is cut off, carbonatic clasts are lacking; rounded and eroded morphologies.
MIDDLE PLEISTOCENE
PONTE DELLA SELVA CONGLOMERATE (OSE)
Sub-horizontal bedded conglomerates with rounded and discoidal clasts; decimetric
layers of coarse sandstone (alluvial deposits). Cementation good to strong. Preserved
morphologies, suspended over the present valley bottom.
MIDDLE PLEISTOCENE
GROPPINO SYNTHEME (ROP)
Well bedded conglomerates and gravels, with discoidal pebbles, rich in silicoclasts
from the Upper valley (alluvial deposits).
Clinostratified conglomerates and
diamictites with angular clasts (slope and landslide deposits). Cementation very good at
the surface, fair deeper. Weathering profile up to 2 m thick, colour 7.5YR, siliceous
clasts arenitized; preserved morphologies, suspended over the present valley bottom.
MIDDLE PLEISTOCENE
PONTE NOSSA CONGLOMERATE (ONA)
Sub-horizontal bedded conglomerates with discoidal clasts and coarse sandstone
(alluvial deposits). Strong cementation; weathering profile is cut off, colour 7.5YR,
siliceous clasts are arenitized. Preserved morphologies, suspended over the present
valley.
MIDDLE PLEISTOCENE
216
FONTAGNONE FORMATION (FOG)
Decametric to hectometric disjointed blocks, made by lithologies of the older units,
partially buried by Groppino Syntheme deposits (landslides deposits)
MIDDLE PLEISTOCENE
CERADELLO SYNTHEME (CEO)
Well rounded gravel and conglomerate, deeply weathered, often decarbonatation is
total, colour 7.5YR (alluvial deposits).
MIDDLE PLEISTOCENE
VAC SYNTHEME (VAC)
Matrix supported diamicton with siliceous residual, poor selected, rounded, sometimes
discoidal clasts, colour 5YR (weathered glacial and alluvial deposits) Discontinuous
coverage made of metric-sized silicatic boulders (glacial deposits). Weathered gravel
with fairly selected, rounded seldom flat clasts (alluvial deposits).
MIDDLE PLEISTOCENE
DOSSO FIORINE CONGLOMERATE (DSO)
Conglomerates made by local clasts, layered sandstones with current ripples. Strong
cementation. Alluvial deposits. Secondary dip toward SW.
PLEISTOCENE?
CAMPEGGIO DI CLUSONE CONGLOMERATE (GCL)
Horizontally bedded conglomerates well selected and rounded clasts; sandstones and
laminated and grade sands (alluvial deposits). Fair cementation.
MIDDLE PLEISTOCENE
TRINITÀ DI PARRE SYNTHEME (TPR)
Matrix supported massive diamicton, deeply weathered and decarbonatated, colour
5YR; lonely erratic boulders (glacial deposits).
PLEISTOCENE ?
VAL FLEX FORMATION (VFL)
Laminated clayey silts, laminated and graded medium to fine sands.
sequence, close to the top sand with vegetal traces (lacustrine deposits).
PLIOCENE?- LOWER PLEISTOCENE?
Negative
VILLA PERELLI CONGLOMERATE (VPE)
Well bedded conglomerate and sandstones, which clasts are mostly carbonatic (alluvial
deposits). Strong cementation.
PLIOCENE?
FORNACI TILL (TFC)
Overconsolidated matrix supported massive diamicton and diamictites; rounded and
streaked-out clasts (lodgement till). Matrix supported gravel and conglomerates,
rounded clasts seldom streaked-out (glacial contact deposits)
UPPER PLIOCENE
CORNA DI PARRE CONGLOMERATE AND LOWER PARRE TILLITE
(DPA)
Fine to coarse conglomerates and sandstones (alluvial deposits). Matrix supported
diamictites, with local angular clasts (slope deposits). The unit includes the Lower
Parre Tillite: fine lithified matrix supported massive diamictite with scattered erratic
217
boulders (glacial deposits). Clasts are mostly carbonatic; sediments are well cemented
up to lithified.
PLIOCENE?
OGLIO-BORLEZZA BASIN
SOVERE SYNTHEME (VEE)
Matrix supported gravel vith local subangular clasts (debrìs-flow deposits). Layered
medium and fine gravel and sand, local carbonatic clasts (alluvial deposits). Weak
weathering, decarbonatation up to 1,5 m, matrix colour between 10YR e 7.5 YR. Well
preserved morphologies.
MIDDLE PLEISTOCENE
PIAZZA DI SOVERE SYNTHEME (PSO)
Matrix supported gravel with local sub-angular clasts (debrìs-flow deposits). Layered
medium and fine gravel and sand, local carbonatic clasts (alluvial deposits).
Weathering profile is cut off, decarbonatation up to 2 m, colour 7.5 YR. Well preserved
morphologies.
MIDDLE PLEISTOCENE
MORTI DEL CONTAGIO SYNTHEME (ORM)
Gravel with local sub-angular clasts (slope deposits). Bedded conglomerate and gravel,
medium and fine sand and sandstone, carbonatic clasts (alluvial deposits). Irregular
cementation. Weathering profile is cut off, decarbonatation more than 2 m, colour 7.5
YR.
MIDDLE PLEISTOCENE
FONTENO SYNTHEME (FOE)
Matrix supported massive diamicton with silicatic clasts from Camonica Valley
(ablation till). Clinostratified gravel with sub-angular clasts (slope deposits). Stratified
gravel, middle and fine sand with local carbonatic clasts, variable cementation (alluvial
deposits). Weathering profile is cut off , thickness more than 3,5 m, colour 7.5YR.
MIDDLE PLEISTOCENE
CEDRINI SYNTHEME (EDR)
Matrix supported massive diamicton with clasts from Camonica Valley (ablation till).
Over-consolidated matrix supported massive diamicton with streaked-out clasts
(lodgement till). Laminated silt and silty clay (lacustrine deposits). Matrix supprted,
clino-stratified gravel with subangular clasts (slope deposits). Weathering profile is cut
off, silicoclasts are arenitized and carbonate are lacking; colour 7.5YR - 5YR.
MIDDLE PLEISTOCENE
BOSSICO SYNTHEME (BOI)
Matrix supported massive diamicton with clasts from Camonica Valley (ablation till).
Over-consolidated matrix supported massive diamicton with streaked-out clasts
(lodgement till). Laminated silt and silty clay (lacustrine deposits). Bedded gravel with
clasts local or from Camonica Valley (alluvial and glacio-fluvial deposits). Weathering
profile is cut off, silicoclasts are arenitized, colour 7.5YR - 5YR.
MIDDLE PLEISTOCENE
PRATI DI STA SYNTHEME (PTT)
Massive matrix supported diamicton, with clasts from Camonica Valley (lodgment
till). Well cemented rounded clasts conglomerate (glaciofluvial deposits). Weathering
profile is cut off, with “organi geologici” on conglomerates; Decarbonatation more
than 2 m over till; colour 7.5 YR.
218
MIDDLE PLEISTOCENE
STALLE D'ONITO SYNTHEME (SON)
Massive, pedogenisized diamicton with silicoclasts from brittle to arenitized (glacial
deposits). Massive diamicton and gravel with sub-rounded carbonatic clasts (local
alluvial deposits and debris flows). Matrix colour 5 YR, arenitized carbonatic clasts are
only in local alluvial deposits, not in glacial deposits. Morphologies non preserved.
MIDDLE PLEISTOCENE
FINO DEL MONTE CONGLOMERATE (FIM)
Conglomerate, sand and sandstone in beds and lenses (alluvial and fan deposits).
Clinostratified bodies of matrix supported, angular clasts diamictites (slope deposits).
Strong cementation, karstified.
MIDDLE PLEISTOCENE
CORNO CERESA SYNTHEME (ERE)
Weathered diamicton and diamictites, with residual silicoclasts; scattered erratic
bouders (glacial deposits). Deep weathering, colour 5YR, carbonatic clasta lacking,
siliceous clasts with pluricentimetric cortex.
PLIOCENE?
PORPHYRITIC DYKES AND SMALL HYPOABISSAL BODIES
ANDESITE DYKES (fn)
Porphiric texture andesite with plagioclase and hornblend phenocrystals up to
centimetric size, seldom biotite and quartz bearing; among ancillary minerals there are
apatite, zircon, ilmenite, titanite, magnetite and pyrite. Usually fine grained
groundmass ("Porfiriti"Auct.).
TERTIARY
SOUTHERN ALPS PERMO-MESOZOIC SEDIMENTARY SUCCESSION
MOLTRASIO LIMESTONE (MOT)
Dark-grey, black micritic limestones interlayered by laminated marls, in decimetric
beds, often boiturbated. The basal portion shows lenses up to decametric thickness
made by
paraconglomerates and calacarenites (“Brecce Liassiche”, MOTa).
Superiorly fine calcarenites with intraclasts and clay chips are interlayered (“diluted
carbonatic turbidites”), locally with chert nodules. Rare bioclasts are found: thin shell
bivalves, echinoids and ammonites. Maximum thickness over 150 m.
SINEMURIAN
SEDRINA LIMESTONE (SED)
Grey, chertic, micritic and peloidal, locally oncoidal, bioturbated and laminated,
limestone. Uneven and commonly amalgamated beds with marly joints and decimetric
nodules of black chert. At the bottom there are bioclastic limestones with silicized
fossils (lamellibranches, brachiopods, gastropods and echinoids). Subtidal shelf with
carbonatic sedimentation. Maximum thickness 100 m.
MIDDLE-UPPER HETTANGIAN
ALBENZA FORMATION (ALZ)
Middle to thick bedded, amalgamated, brownish-light grey limestones and dolomitic
limestones, sometimes saccaroid. Near the bottom fine calcarenits (ooliths, intraclasts,
bioclasts and oncoids) and peloidal calclutites are common. At the top cyclically
alternating with amalgamented beds calclutites and bioclastic fine calcarenites. Not
fringed subtidal carbonatic flat, like the bahamian lee shelf. Regular thickness of about
80-90 m.
219
LOWER HETTANGIAN
ZU LIMESTONE
ZU LIMESTONE – UPPER LITHOZONE (ZUU b): cyclically alternating grey,
bioturbated or thiny laminated fine limestones, amalgamated beds of bioclastic
calcarenites, marly limestones and dark marls; seldom black shales. Bivalves are
widespread; in the upper part there are colonial corals, oncolithes and megalodontids
(Protocardia rhaetica). Proximal carbonatic ramp. Maximun thickness about 500 m.
At the uppermost level thin bedded calclutites (Malanotte Formation, about 25 m of
thickness) mark a marine transgression event, with distal ramp carbonates.
UPPER RHAETIAN
ZU LIMESTONE – LOWER LITHOZONE (ZUUa): cyclically alternating up to a
decametric thickness of clayey marls, marly limestones and grey, laminated fine
limestones, seldom bioturbated with rare bivalves (Rhaetavicula contorta). The upper
part is made by 40-50 m of intra-bioclastic, oncoidal and oolithic thick bedded fine
limestone, associated to coral, encrusting organism and brachiopods (Rhaetina
gregaria) patch reefs (“Banco a Coralli” Auct.). Middle carbonatic ramp. Thickness up
to 150-200 m.
LOWER RHAETIAN
RIVA DI SOLTO SHALE (ARS)
Blackish shales and clayey marls, finely laminated and sheeted, with alternating,
sometimes cyclic, thin bedded calclutites with “bactrilli”; locally there are slumps.
Levels of coquinas rich in small lamellibranches (stormy layers). Distal carbonatic
slope with sedimentation mostly clayey. Maximun thickness 350-400 m (Bracca).
UPPER NORIAN
ZORZINO LIMESTONE (ZOR)
Evenly planar bedded (10-30 cm) dark grey calcilutites interlayered by thin, black,
organic matter rich, laminated shales and graded intra-bioclastic calcarenites seldom
with parallel lamination or current ripples (carbonatic turbidites). Slumps and matrix
supported breccias are common. At the bottom there are dolomitic limestones. In the
upper part of the formation there are levels rich in fossil content (fishes and reptiles
mostly). Intraplatform basin. Maximum thickness up to 700 m in Gandino and
Borlezza Valleys.
MIDDLE NORIAN
DOLOMIE ZONATE (DZN)
Black and dark grey thin bedded doloarenites, often laminated and graded (carbonatic
turbidites). Locally there are lenticular bodies of intra-formational breccias which
angular centimetric clasts come from margins of the Dolomia Principale platform.
Edges of intraplatform basins. Thickness varies from few tens up to over 100 m.
Cartographically have been separated lenticular bodies with erosional base of
polygenic, often matrix supported, carbonatic breccias (“Slope Breccias”, DZNa).
Clasts come from both margin facies of Dolomia Principale and Dolomie Zonate.
Proximal slope of carbonatic platform. Thickness up to some tens of meters.
NORIAN
Grey, from well bedded to massive dolomite.
DOLOMIA PRINCIPALE (DPR)
Two lithofacies and one informal member, defining different sub-environment
associations inside the carbonate platform, have been distinguished on the map.
Marginal flat (DPRa): recrystallized saccaroidal massive dolomite; sometimes thick
amalgamated beds, with microbialithic mounds, microbialithic-algal oncoids, serpulids
220
and lamellibranches (Megalodontidae, Modiolus sp.). Intraformational breccias and
sedimentary dikes. Margin of the carbonatic platform and upper slope. Maximum
thickness over 300 m.
LOWER-MIDDLE NORIAN
Evenly bedded cyclothematic peritidal dolomite (tipical facies, DPR b):
microcrystalline and saccaroidal dolomites, which beds are some meters thick,
characterized by shallowing upward cycles: stromatolithic top of layers with fenestrae.
Intraclastic and bioclastic doloarenites wich fossil content is limited to dasycladacean
algae (Griphoporella sp.), lamellibranches and gastropods (Worthenia sp.). Carbonatic
platform, internal, low energy flat. Maximum thickness 500-600m. LOWER-MIDDLE
NORIAN
"Basal Member" (DPR5): dark grey dolomicrites and subordinated intra-bioclastic
doloarenites, laminated and bioturbated. Decimetric to metric layering. Frequent planar
and domal microbialithes associated with lenticular decimetric beds of intraformational breccias. Lagoon. Maximum thickness 200-300 m.
UPPER CARNAN - MIDDLE NORIAN
CASTRO SEBINO FORMATION (CSO)
Amalgamated intraformational calcareous breccias with angular, centimetric to
decimetric clasts mostly of brownish-dark grey recrystallized micritic limestones. Near
the bottom grey dolomitized layered facies are associated with yellowish “Carniola”
and shales. Coastal, bounded environments; carbonatic, locally evaporitic,
sedimentation and frequent emersion. Thickness between few tens of meters up to over
150 m (Seriana Valley)
UPPER NORIAN
SAN GIOVANNI BIANCO FORMATION (SGB)
Alternating red volcaniclastic sandstone and varicoloured pelites (SGBa) prevailing at
the base. Above polychrome pelits interlayered by decimetric beds of dolomite, marly
ochraceous dolomites and carniola are prevailing (SGB b). The uppermost part is
sometimes marked by some tens of meters thick lenses of gypsum and anhydrite
(Dossena, SGBc ). Locally lithofacies have not been differentiated (SGB). Sebkha
environment, clastic feeding at the base. Maximun thickness over 200 m (Brembo
Valley).
UPPER CARNIAN (TUVALIAN)
GORNO FORMATION (GOR)
Micritic bioturbated limestone, intra-bioclastic calcarenites and alternating dark marly
shale often fossil bearing (lamellibranches, Miophoria sp., Curionia sp.); decimetric
planar beds. Lagoon – sub-tidal with mixed sedimentation. Maximum thickness 180 m
(Riso Valley), disappearing in the South part.
LOWER CARNIAN
VAL SABBIA SANDSTONE (SAB)
Green and purple volcaniclastic sandstone and siltstone with tractive structures and
clay chips at the base. Diagenetic centimetric concretions of pyrite are found. Layers
from decimetric to some meters of thickness, sometimes lenticular shape and erosional
base. Alluvial flat to proximal delta. Thickness up to 400 m in the western side
(Brembo Valley) reducing far north-east.
LOWER CARNIAN
METALLIFERO BERGAMASCO LIMESTONE (CMB)
Micritic, bioturbated, well-bedded (10-40 cm) dark limestone, associated to peritidal
stromatolitic, rich in fenestrae, partly dolomitized limestone, and oolithic calcarenites
221
(Brembo Valley). In the upper part there are thin strips of black chert, thin marly-shaly
interlayers and layer-concordant Pb, Zn, Fluorite and quartz bearing mineralization.
Fossil content is limited to rare dasycladacean algae (Clypeina besici) and small
lamellibranches and gastropods. Coastal lagoon and tidal flat. Thickness 15-45 m (Riso
Valley).
LOWER CARNIAN
LOZIO SHALE (LOZ)
Parallel and low-angle laminated black shale and micaceous siltstone; beds are often
amalgamated, rare bioturbation. Coastal lagoon deposits. The unit crops out in the
easter sector of the map where reaches 10-15 m of thickness.
LOWER CARNIAN
BRENO FORMATION (BRE)
Light grey limestone thin to thick bedded, organized in peritidal cycles with
Gastropodes, Dasycladacean algae (Clypeina besici) and lamellibranches. At the top of
each cycle stromatolithes, fenestrae, flat clasts breccias and syndiagenetic
dolomitization are common. In the western sector, near the lower boudary, there are
interlayered levels with small tepee and clay tuffstone. Internal peritidal platform.
Thickness between 50 (west of Seriana Valley) and 200 (east of Seriana Valley).
Annunciata Member (BRE1): grey, thick bedded peritidal limestones, till 200 m of
tickness. The Member crops out in the north-eastern corner of the map.
Campolungo Member (BRE2): laminated, yellowish-gray dolomite in decimetric bed,
often amalgamated, with stromatolithes and fenestrae. Tidal flat with strong
evaporation. The member crops out in the eastern side of the map, where the thickness
reach 30 m.
LOWER CARNIAN
RED LIMESTONE (KLR)
Peritidal limestone grey, pinky-grey with polychrome (red, pinky and dark grey) both
concordant and discordant veins-horizons. Plurimetric beds with tepee structures and
lopheritic breccias, with numerous generations of cement, hollow internal sediments,
sedimentary dykes and carbonatic palaeo-soils marked by “red soil” . Subtidal facies
are bearing gastropods, lamellibranches and Dasycladacean algae (Teutoporella
echinata, Clypeina besici). Thickness up to 50 m (Brembo Valley). East of Brembo
Valley are prevailing lenticular bodies of carbonatic breccias up to 10 m thick are
prevailing, often associated to red soil pockets. Peritidal carbonatic platform affected
by repeated and prolonged emersion and sub-aerial exposure.
UPPER LADINIAN –LOWER CARNIAN?
ESINO LIMESTONE (ESI)
Into Esino Limestone two different lithofacies, showing two different subenvironments inside the carbonatic platform, have been distinguished on the map.
Slope foreset facies: brownish or grey limestone, massive or raw layers; breccias and
clasts till to metric size. Patch reefs built by Tubiphytes, calcareous spongae and
microbialithic crusts. Mammillary calcitic cements (”evinospongae” Auct.) in primary
dissolution hollows. Bioclastic lenses with Ammonoids, Gastropods and Brachiopods
(Ferine Valley). Build-up margin and slope of a fringed carbonatic platform (ESIa).
Thickness from 0 up to over 400 m.
UPPER ANISIAN - LADINIAN
Inside platform facies: light limestone, both in massive beds and decimetric layers,
often organized in peritidal cycles with prevailing subtidal portion bearing
Dasycladacean algae (Teutloporella erculea, T. echinata, Diplopora annuiate),
Gastropods and Lamellibranches. Some oncolithic and stromatolithic layers are found.
222
Environment of internal, mostly subtidal, carbonatic platform (ESI b). Thickness up to
700m on the southern slope of the M.Menna.
UPPER ANISIAN - LADINIAN
PERLEDO-VARENNA LIMESTONE (CPV)
Dark micrites and calcarenites sometime with black chert stips and nodules. In the
upper part well sorted calcarenites and fine-grained calcirudites, with decimetric
lenticular beds, are prevailing (transitional facies to the Esino limestone), associated to
volcaniclastic sandstone and tuffstone. Lamellibrabches, gastropods and
Dasycladacean algae are found. The upper part bears Upper Ladinian conodonts
association (Budorovignatus mungoensis). Intra-platform basins close to the Esino
Limestone. Maximun thickness of 250-300 m around Baite Muffi (Monte Menna).
UPPER LADINIAN
WENGEN FORMATION (WEN)
Volcaniclastic sandstone and siltstone interlayered by black laminated siltstone, greygreenish tuffstone, marl, shale. In the topward part there are calcarenites and
calcirudites bearing clasts from the carbonatic platform. Ammonoids and pelagic
lamellibranches are found (Protrachyceras sp., Arcestes sp., Celtites sp., Daonella
lommeli). Basin with terrigenous supply from volcanic areas. Thckness over 150 m in
Zurio Valley, lacking westward.
UPPER LADINIAN - LOWER CARNIAN?
BUCHENSTEIN (BUC)
Dark grey micritic limestone, in nodular beds with black chert stripes and nodules.
Interlayered thin beds of shale, tuffstone and locally greeny, silty-arenaceous well
sorted volcaniclastic layers (“pietra verde”). Micritic and calcarenitc limestone with
amalgamated layers passing to the overlaying Esino limestone. Ammonoids and
radiolarian are found. Open basin environment. Lacking westward, the thickness is
growing up to 50 m in Zurio Valley.
UPPER ANISIAN – LOWER LADINIAN)
PREZZO LIMESTONE(PRZ)
Black marly micritic limestones, in decimetric beds alternating to thinner beds of
micaceous shaly black marl. Ammonoids are common (such as several species of
Paraceratites, Flexoptichites, Ptychites, Beyrichites, Judicarites, Semiornites,
Lardoceras), lamellibranches (Daonella sturi) and brachiopods (among them
“Piarorhynchia” trinodosi). Neritic open environment. Maximum thickness over 80 m
(Val Zurio), 10-12 m west of Seriana Valley, locally absent (North of Monte Arera).
The bottom is marked by a layer rich in brachiopods and crinoids (“Banco a
brachiopodi” Auct., formerly referred to the topmost Angolo Limestone)
UPPER ANISIAN (ILLYRIAN P.P.)
CAMORELLI LIMESTONE (CMR)
Monte Guglielmo Limestone member (CMR2): grey fine limestone and dolostone,
sometimes bioturbated, in planar beds from 20 to 200 cm, amalgamated, interlayered
by fine-grained calcarenites. Dolomitic facies show fenestrae and stromatolithes.
Locally (Brembo Valley) there are thin layers of quartz and mica bearing marl and
siltstone. There are dasycladacean algae, lamellibranches, benthic foraminifera and
ostracods.
Thickness up to 200 m only west of Seriana Valley. Internal peritidal carbonatic
platform.
MIDDLE – UPPER ANISIAN (BITHYNIAN – PELSONIAN)
223
Dolomitic lithofacies (CMRa): east of Seriana Valley bioclastic calcirudites and
calcarenites in pluridecimetric beds passing upward to massive limeston with live
position standing corals. Benthic foraminifera (Meandrospira dinarica),
lamellibranches, crinoids and corals are found. Maximum preserved thickness 40-50
m, preserved only at Monte Corru. Sandy-bioclastic edge of a carbonatic platform with
coral patch-reef.
MIDDLE – UPPER ANISIAN (BITHYNIAN – PELSONIAN)
ANGOLO LIMESTONE
Calcareous lithofacies (ANGa): grey till to dark grey fine and fine-grained limestones,
in planar beds from 10 to 60 cm, often bioturbated, amalgamated with thin laminae of
micaceous-silty marls. There are benthic foraminifera, dasycladacean algae,
lamellibranches and crinoids. Low energy neritic environment. Thickness over 100 m
westward and about 400 m eastward.
LOWER – MIDDLE ANISIAN
CARNIOLA DI BOVEGNO (BOV)
Light grey and yellowish dolomite and marly dolostone, decimetric beds inter-layered
by thin marl. Vuggy limestone is prevailing top-ward. Along major tectonic lines there
are polygenic breccias with carbonatic, marly and silty lithons (tectofacies called
“carniola”). Sebkha environment. Thickness up to 50 m, mostly difficult to evaluate
because of the strong tectonic deformation.
OLENEKIAN p.p. ? - LOWER ANISIAN
SERVINO (SER)
Quartzose sandstone with carbonatic cement evenly-bedded at the base (SRVa),
passing upward to ocraceous, green or reddish sandstone and marl, with carbonatic
layers locally dolomitized (SRVb). In the middle sequence fine limestones, oolithicbioclastic (gastropods and lammellibranches) calcarenites, grey and reddish coloured
("Oolite a Gesteropodi" Auct.) well bedded from 40 to 80 cm. Among Lamellibranches
Claraia clarai, C. aurita, Natiria costata and Neoschizodus ovatus are recognized.
Coastal plain, tidal flat. Maximum thickness up to 200 m in upper Brembo Valley,
west of the map.
INDUAN - OLENEKIAN
VERRUCANO LOMBARDO (VER)
Purple conglomerates with centimetric clasts of volcanics and milky quartz. Raw
litharenites and subordinated siltstone, dark red-purple colour. Layers and beds up to
metric thickness, cross laminated lenticular bodies and erosional bottom. The lower
boundary with the Laghi Gemelli Group is marked by angular unconformity. Fluvial
setting, mostly braided. Thickness up to 400m in the north-eastern sector.
UPPER PERMIAN
LAGHI GEMELLI GROUP
PIZZO DEL DIAVOLO FORMATION (FPZ)
Continental terrigenous and volcanoclastic deposits ("Formazione di Collio superiore"
Auct.), locally interbedded by volcanics (FPZe), up to 800 m of thickness. Some
associations of lithofacies occurring irregularly in the whole unit have been identified:
“Prevailing sandstone” (FPZa): lithic arcoses and grey volcanoclastic litharenites
(Monte Cabianca Volcanics), from decimetric to pluri-decimetric beds, with tractive
(cross lamination, ripple structures, basal lags), water escape and charge structures.
Dark shales and conglomerates are locally interbedded. Prevailing depositional
processes by sheet flow.
224
" Prevailing shales " (FPZb): alternating siltstone and fine-grained, dark sandstone, thin
bedded, parallel laminated (in the finest facies) and cross laminated. Mud-cracks are
frequent, locally associated to tetrapod footprints.
Interbeds of limestone, ocraceous colour, sometimes oncoliths bearing. Distal fan delta
passing to palustrine environment.
" Prevailing Conglomerates " (FPZ c): Massive conglomerates, with arenithic levels,
which clasts (sized up to 50 cm) come from underlying volcanic rocks; locally there
are chunks of quartz veins. Proximal fan delta.
“Shales and thin sandstones” (FPZ f): with oncolithic carbonates: siltstones and thin
sandstones alternated with common tractive structures, often with tetrapod footprints.
Laterally continuos levels of ocraceous carbonates with four centimetres oncolithes.
Palustrine plain.
LOWER PERMIAN
MONTE CABIANCA VOLCANICS (VUC)
Mostly massive rhyolithic-riodacitic ignimbrites, white-greenish coloured, porphiric
texture, building beds till many ten meters thick at the top of the unit (VUCig). In
middle and lower levels alluvial facies (sandstone and shale, VUC d) are interbedded to
cinerites (VUC b). Dark andesitic lavas (VUC c). Continental basins close to volcanic
areas. Maximum thickness over 800 meters.
LOWER PERMIAN
BASAL CONGLOMERATE (CGB)
Aporphiric conglomerate which clasts, sized up to a decimeter, are quartz and
lithologies from metamorphic variscan basement; lenticular bodies with erosional
bottom. Lenses of red bioturbated siltstone. Alluvial fans and high energy alluvial flats.
Thickness up to 40 m in the eastern sector.
UPPER CARBONIFEROUS? – LOWER PERMIAN?
SOUTHERN ALPS CRYSTALLINE BASEMENT
EDOLO SCHISTS (EDOf)
PHYLLONITES: fine grained, gray-green rocks with dense schistosity heavy
crenulated and quartz rods. They are made by alternances of phyllosilicatic films
(chlorite and sericite) and quartzy lithons. Structural remnants of garnet substituted by
chlorite.
PRE-VARISCAN